Näheres

Gesteinskunde
Skript für die Übungen zur Dynamik
der Erde
Martina Kölbl-Ebert (1994)
2. ergänzte Auflage von Franz Moser (1999)
3. Auflage von Joachim Kuhlemann & Wolfgang Frisch (2002)
4. überarbeitete und ergänzte Auflage von Joachim Kuhlemann und Wolfgang Frisch,
editiert von Florian Ströbele und Sylvia Mettasch (2006)
5. überarbeitete und ergänzte Auflage von Michael Marks (2010)
6. überarbeitete Auflage von Michael Marks (2011)
Mathematisch-Naturwissenschaftliche Fakultät, FB III: Geowissenschaften
VORWORT
Die erste Auflage dieses Skripts basiert auf den Geologischen Übungen, wie sie von Frau Kölbl-Ebert
im Wintersemester 1992/93 und 1993/94 gehalten wurden. Zur Vorbereitung dieser Übungsstunden
lagen Mitschriften der entsprechenden Lehrveranstaltung von J. Loeschke, J. Neugebauer und F.
Westphal vor. Ihre Arbeit ging in dieses Skript mit ein, ebenso wie die Arbeit derjenigen, die
Arbeitsblätter erstellt haben. W. Frisch, T. Aigner und F. Westphal führten eine kritische Durchsicht
des Manuskripts durch. M. Meschede half bei der Herstellung der Abbildungen.
Die zweite Auflage baute auf der ersten Vorlage auf, enthielt aber Ergänzungen und Änderungen von
Dozenten des Instituts (J. Kuhlemann, F. Moser, W. Frisch, H. Hann, J. Loeschke). Die dritte Auflage
enthielt ebenfalls Änderungen, wobei in erster Linie einige Fehler ausgemerzt wurden.
Die vierte Auflage war umfangreicher als die Originalausgabe. Die grundlegenden Fachbegriffe sind
durch unterschiedliche Schriften im Text hervorgehoben. Sie bilden die Voraussetzung für die
"geologische Sprache". Dagegen bieten die eingeschobenen Exkurse Hintergrundwissen an, um
Prozesse der Gesteinsbildung oder Sachverhalte verständlich zu machen. Sie führen den Leser an den
Lehrstoff der Spezialvorlesungen, meist aus der Mineralogie und Geochemie, heran.
Als Zusammenfassung und zur Orientierung werden eine Reihe an Kursfragen gestellt. Sie sollen als
Wiederholung dienen und den wichtigsten Lernstoff des jeweiligen Kapitels zusammenfassen.
Die fünfte Auflage stellt eine erneute Aktualisierung und deutliche Erweiterung dar, die sich vor allem
in den Kapiteln II und IV niederschlug. Verschiedene Personen halfen bei deren Umsetzung mit, unter
anderem F. Ströbele, S. Staude, H.Hann, B. Koehrer, T. Aigner.
Die hier vorliegende sechste Auflage enthält kleiner Änderungen und Verbesserungen.
Tübingen, 2011.
INHALTSVERZEICHNIS
I. EINFÜHRUNG ..................................................................................................................................................................... 5
I. 1 WICHTIGE GRUNDBEGRIFFE .................................................................................................................................. 5
I. 2 GESTEINSVIELFALT UND KREISLAUF DER GESTEINE .................................................................................. 5
I. 3 WICHTIGE EIGENSCHAFTEN VON MINERALEN ............................................................................................... 8
I. 4 DIE CHEMISCHE KLASSIFIKATION VON MINERALEN .................................................................................15
II. MAGMATISCHE GESTEINE ....................................................................................................................................... 16
II. 1 GESTEINSBILDENDE MINERALE IN MAGMATITEN.....................................................................................18
II. 2 ENTSTEHUNG UND BILDUNG MAGMATISCHER GESTEINE...................................................................... 29
II. 3 HYDROTHERMALGÄNGE UND DEREN MINERALE......................................................................................33
II. 4 GEFÜGE MAGMATISCHER GESTEINE............................................................................................................... 36
II. 5 NOMENKLATUR MAGMATISCHER GESTEINE ...............................................................................................39
II. 6 MAGMENSERIEN .....................................................................................................................................................42
II. 7 PETROGRAPHIE DER MAGMATISCHEN GESTEINE ......................................................................................43
II. 8 BESTIMMUNGSSCHLÜSSEL FÜR MAGMATISCHE GESTEINE ................................................................... 47
III . SEDIMENTGESTEINE ................................................................................................................................................49
III. 1 ALLGEMEINES ........................................................................................................................................................49
III. 2 KLASTISCHE SEDIMENTGESTEINE ..................................................................................................................51
Psephite ............................................................................................................................................................................ 52
Psammite.......................................................................................................................................................................... 53
Pelite.................................................................................................................................................................................54
III. 3 SEDIMENTSTRUKTUREN ..................................................................................................................................... 56
III. 4 CHEMISCHE SEDIMENTGESTEINE ...................................................................................................................58
Minerale chemischer Sedimente..................................................................................................................................... 58
Ausfällungsgesteine .........................................................................................................................................................60
Evaporite.......................................................................................................................................................................... 61
III. 5 ORGANOGENE SEDIMENTGESTEINE............................................................................................................... 64
Organogene Kalke...........................................................................................................................................................64
Mikrofossilreiche organogene Karbonate .....................................................................................................................65
Makrofossilreiche organogene Karbonate (meist Kalke).............................................................................................67
Synsedimentär veränderte organogene Karbonate....................................................................................................... 68
Diagenetisch veränderte organogene Karbonate ......................................................................................................... 69
Kieselig-organogene Sedimentgesteine .........................................................................................................................70
Phosphatische Sedimentgesteine .................................................................................................................................... 72
Kaustobiolithe.................................................................................................................................................................. 73
IV. METAMORPHE GESTEINE ....................................................................................................................................... 76
IV. 1 AUSWIRKUNGEN DER METAMORPHOSE ...................................................................................................... 77
IV. 2 MINERALE METAMORPHER GESTEINE.......................................................................................................... 80
IV. 3 NOMENKLATUR METAMORPHER GESTEINE ...............................................................................................89
IV. 4 GESTEINE DER REGIONALMETAMORPHOSE ...............................................................................................90
IV. 5 GESTEINE DER HOCHDRUCKMETAMORPHOSE ..........................................................................................96
IV. 6 GESTEINE DER KONTAKTMETAMORPHOSE ................................................................................................98
LITERATUR.........................................................................................................................................................................102
I. EINFÜHRUNG
Das vorliegende Skript zum Kurs 'Übungen zur Dynamik der Erde' (Gesteinskunde) befasst sich mit den
Grundlagen der Gesteinskunde, der Nomenklatur von Gesteinen, der Petrographie (Gesteinsbeschreibung)
nach makroskopischen Kriterien und den Bildungsbedingungen der wichtigsten Gesteine.
Neben dem genauen Beobachten werden dabei lediglich einfache Hilfsmittel benutzt: Taschenmesser,
Fingernagel, Lupe (10-fach), verdünnte Salzsäure (10%-ig) und Geschmackssinn. Mit diesen Mitteln können
am Ende des Kurses die meisten Gesteine und deren Mineralbestand richtig angesprochen und einem
Bildungsmillieu zugeordnet werden.
I. 1 WICHTIGE GRUNDBEGRIFFE
Zum besseren Verständnis der Grundbegriffe sind ein paar Definitionen wichtig:
•
Gesteine sind durch natürliche Vorgänge entstandene geologische Körper, die aus einem Gemenge von
Mineralen (seltener aus nur einer Mineralart) bestehen. Ein Gestein kann auch aus Gesteinsbruchstücken
Organismenresten, biogenen (z.B. Kohle) oder amorphen Substanzen (z.B. Glas) bestehen.
•
Geologische Körper sind feste, natürliche Einheiten der Erde, z.B. eine erstarrte Magmakammer, ein
erkalteter Lavastrom, ein Erzgang, eine Sedimentschicht etc.
•
Minerale sind natürliche anorganische Festkörper (chemische Verbindung), die physikalisch und
chemisch homogen sind. Minerale sind normalerweise kristallin (d.h. sie haben eine bestimmte Struktur)
und sind als Ergebnis eines geologischen Prozesses entstanden. Minerale zeichnen sich außerdem durch
bestimmte charakteristische Eigenschaften aus.
•
Kristalle sind Festkörper mit einer dreidimensionalen regelmäßigen Anordnung ihrer atomaren
Bausteine (=Kristallgitter, Struktur). Feststoffe die diese regelmäßige Anordnung nicht haben nennt man
amorph (z.B. Glas).
•
Fluide sind Gemische aus Flüssigkeiten, Gasen und darin gelösten Salzen, die in der Erdkruste und auch
im Erdmantel verbreitet sind. Sie bestehen meist aus unterschiedlichen Komponenten (H2O, CO2, CH4,
gelöste Salze etc.), die über ihrem jeweiligen kritischen Punkt die physikalischen Eigenschaften eines
Gases haben. Fluide treten sowohl frei auf (in offenen Klüften, auf Korngrenzen, als Porenwasser) als
auch als Einschlüsse in Mineralen (Flüssigkeitseinschlüsse).
I. 2 GESTEINSVIELFALT UND KREISLAUF DER GESTEINE
Die außerordentliche Vielfalt an Gesteinen auf der Erde ist durch die Anwesenheit und Verfügbarkeit von
Wasser auf unserem Planeten bedingt. Nicht nur als Gewässer, als Eis oder in der Atmosphäre, sondern vor
allem innerhalb der Erdkruste und des Erdmantels. Wasser stellt hier eine mengenmäßig zwar
untergeordnete, trotzdem aber eine wesentliche Komponente dar, sei es indirekt als OH-Gruppen in vielen
Mineralen gebunden oder auch in Magmen gelöst. Außerdem tragen als Folge des Wasserreichtums der Erde
zusätzlich auch Lebewesen zur Gesteinsvielfalt bei.
Ohne Wasser gäbe es keine plattentektonische Aktivität auf der Erde! Die Versenkung und damit
verbundene metamorphe Überprägung von an der Erdoberfläche gebildeten Gesteinen in große Tiefen und
bei hohen Temperaturen wäre auf einer Wasser-freien Erde nicht möglich. Ebenso wenig wie deren
5
Wiederaufstieg und Freilegung durch Erosion. Nur aufgrund der Anwesenheit von Wasser in der Erdkruste
ist die Entstehung granitähnlicher Magmen, toniger Sedimentgesteine oder glimmerreicher Metamorphite
erst möglich.
Durch Gesteinsverwitterung unter Einwirkung von Wasser and der Erdoberfläche wird ständig Gestein
zersetzt. Die daraus enstehenden Verwitterungsprodukte werden umgelagert und mechanisch bzw. chemisch
getrennt. Durch fließendes Wasser kann es zum Teil zur selektiven Anreicherung bestimmter Komponenten
kommen. Durch Verfestigung solcher Sedimente (Lockergesteine) und als Folge der Auflast durch
Überlagerung entstehen daraus Sedimentite (Sedimentgesteine). Der Porenraum veringert sich und das darin
enthaltene Wasser wird teilweise abgegeben (=Diagenese). Bei ausreichend hoher Versenkungstiefe oder bei
anderen tektonischen Prozessen beginnen dann ab etwa 150 – 200 °C neue Minerale zu kristallisieren, da die
vorher im Gestein anwesenden Minerale bei diesen erhöhten Temperaturen nicht mehr stabil sind. Hier
beginnt der Bereich der Metamorphose (=Umwandlung). Je nach tektonischem Prozess werden
unterschiedliche Druck- und Temperaturbedingungen erreicht und aus einem Ausgangsgestein können
unterschiedliche Arten von metamorphen Gesteinen ausgebildet werden. Dies geschieht im Allgemeinen
ohne die Bildung einer Gesteinsschmelze. Bei genügend großer Aufheizung (je nach vorhandenem Druck,
der Gesteinszusammensetzung und der Menge anwesender Fluide) können diese Gesteine teilweise oder
komplett aufgeschmolzen werden (Anatexis =Aufschmelzung). Die so entstandenen Schmelzen können
aufsteigen und neue magmatische Gesteine bilden. Die Gesamtheit der Prozesse des Abbaus, der
Umlagerung und Rekombination von Gesteinsbestandteilen an der Erdoberfläche und auch in der Tielfe wird
als Kreislauf der Gesteine (Abb. 1.1) bezeichnet.
Abb. 1.1: Der Kreislauf der
Gesteine.
Gesteine
verwittern
zu
Sedimenten, die dann von
nachfolgenden
Sedimenten
überdeckt werden. Nach tiefer
Versenkung unterliegen die
Gesteine der Metamorphose
bzw. der Aufschmelzung oder
beiden
Prozessen.
Später
werden
sie
zu
Gebirgen
herausgehoben, um danach
wieder zu verwittern und so von
neuem
in
den
Kreislauf
einzutreten (aus Press &
Siever, 1995).
Die Gesteine werden nach ihren Bildungsbedingungen also in drei große Gruppen eingeteilt:
•
Magmatite sind aus einer Gesteinsschmelze erstarrt. In der Tiefe erstarrte Gesteine heißen Plutonite
(Tiefengesteine), an der Erdoberfläche erstarrte heißen Vulkanite (Ergußgesteine). Im Zwischenbereich
erstarrte magmatische Spaltenfüllungen werden Ganggesteine genannt.
6
•
Sedimentgesteine sind an der Erdoberfläche abgelagert worden, entweder auf dem Festland oder im
Meer. Sie können durch Verwitterung und Abtragung aus dem Zerfall anderer Gesteine entstammen,
deren Bestandteile durch Wasser, Eis oder Wind transportiert und abgelagert werden. Sie können auch
chemisch ausgefällt oder von Organismen aufgebaut werden. Durch Verfestigungsprozesse (Diagenese)
entstehen aus lockeren Sedimenten Sedimentgesteine.
•
Metamorphite entstehen in der Regel, wenn Gesteine durch tektonische Prozesse in größere Tiefen
gebracht und infolge zunehmenden Drucks und steigender Temperatur umgewandelt (metamorph)
werden. Sie können aus Sedimentgesteinen oder Magmatiten gebildet werden.
An der Erdoberfläche liegen zu über 70 % Sedimentgesteine vor, die die darunter liegenden Magmatite und
Metamorphite wie ein dünnes Häutchen überziehen. Wird allerdings die gesamte obere Erdkruste
einbezogen, so verteilen sich die Gesteine ganz anders: 65 % Magmatite, 8 % Sedimentgesteine und 27 %
Metamorphite.
Tabelle 1: Häufigkeit der drei Gesteinstypen in der oberen Erdkruste.
Magmatische Gesteine
Metamorphe Gesteine
Sedimentäre Gesteine
ca. 65 %
ca. 27 %
ca. 8 %
Basis für die Nomenklatur von Gesteinen ist die Zuordnung zu einer der drei Großgruppen. Dies erfolgt
über die Bestimmung des Mineralbestandes (Zusammensetzung) und des Gefüges. Aus diesen
Informationen lassen sich die Bildungsbedingungen der Gesteine ableiten.
Es gibt weit über 4000 Minerale. Für den Kurs wichtig - weil gesteinsbildend - sind allerdings nur wenige.
Für die kontinentale Erdkruste bis ca. 20 km Tiefe gilt:
Tabelle 2: Die häufigsten Minerale der kontinentalen Erdkruste.
Feldspäte
Quarz
Pyroxene und Amphibole
Glimmer
ca. 60 %
ca. 12 %
ca. 17 %
ca. 4 %
Das Gefüge beschreibt die Lage der Bestandteile (Komponenten) im Gestein und der Minerale zueinander.
Das räumliche Gefüge charakterisiert die räumliche Anordnung der Gemengteile (Komponenten) und deren
Raumerfüllung, z.B. zellig, porös, massig, fluidal, schiefrig, richtungslos, geregelt.
Das genetische Gefüge charakterisiert die Größe, Gestalt und wechselseitige Beziehung der Gemengteile,
z.B. körnig, eckig, blättrig, amorph, holokristallin.
Ein Gestein kann entweder aus nur einer Mineralart aufgebaut sein, dann wird es monomineralisch genannt,
oder es besteht aus einem Mineralgemisch, dann ist es polymineralisch.
7
I. 3 WICHTIGE EIGENSCHAFTEN VON MINERALEN
Minerale sind physikalisch und chemisch homogene (einheitliche) Festkörper, d.h. sie lassen sich in beliebig
viele Teile zerlegen, die alle die gleichen physikalischen und chemischen Eigenschaften haben, die in ihrer
Struktur begründet liegen. Unter Struktur ist der innere, räumliche Aufbau eines Minerals zu verstehen.
Minerale sind entweder
•
kristallin: Ein Kristall besitzt durch gesetzmäßige Anordnung von Atomen ein Kristallgitter
(Kristallstruktur). Er ist ein von ebenen Flächen begrenzter, homogener, Festkörper mit
charakteristischen Symmetrieeigenschaften und einer dreidimensional-periodischen Anordnung von
Atomen, Ionen oder Molekülen. Die chemisch-physikalischen Eigenschaften der meisten Kristalle sind
richtungsabhängig (anisotrop). Nur Kristalle, die zum kubischen Kristallsystem und damit der
höchstsymetrischen Klasse gehören, sind isotrop.
•
oder amorph: Ihre Bausteine bilden kein Kristallgitter aus, sondern liegen ungeordnet vor wie bei einer
Flüssigkeit oder einem Glas. Ihre chemisch-physikalischen Eigenschaften sind nach allen Richtungen hin
gleich (isotrop).
Minerale zeichnen sich durch bestimmte charakteristische Eigenschaften aus, die es ermöglichen diese
eindeutig zu bestimmen. In vielen Fällen ist eine eindeutige Bestimmung jedoch nur mit aufwändigen
chemischen und analytischen Methoden möglich, die den Rahmen dieses Kurses sprengen würden. Im
Folgenden werden daher nur die wichtigsten makroskopisch erkennbaren (d.h. mit dem Auge oder einer
Lupe) Eigenschaften von Mineralen besprochen, die es in sehr vielen Fällen erlauben ein vorhandenes
Mineral ausreichend genau zu bestimmen. Zusätzlich kann die Kenntnis weiterer Eigenschaften für ein
Verständnis von Mineralen und Gesteinen unerlässlich sein. Dies gilt vor allem für die chemische
Zusammensetzung und dem Vorkommen zusammen mit anderen Mineralen (Paragenese).
Kristallmorphologie: Symmetrie, Tracht und Habitus
Bildet ein Mineral beim Wachstum seine Kristallflächen voll aus, weil es zum Beispiel als Erstausscheidung
aus einer Gesteinsschmelze auskristallisiert oder in Hohlräume hinein ungestört entwickeln kann, so wird es
idiomorph (eigengestaltig) genannt (Abb. 1.2). Wird die Gestalt des Minerals hingegen vom Platzangebot
oder umgebenden Mineralen bestimmt, so wird es xenomorph (fremdgestaltig) genannt. Bei teilweiser
Eigengestalt wird der Begriff hypidiomorph gebraucht.
Abb. 1.2: Gefügetypen
Alle kristallinen Minerale bilden bei ungehindertem Wachstum ebene Flächen aus, d.h. sie bilden
idiomorphe Kristalle. Die Ausbildung der Flächen ergibt bestimmte Formen, die durch charakteristische
Winkel und Symmetrieeigenschaften ausgezeichnet sind. Diese können nach ihren Symmetrieeigenschaften
in sieben Kristallsysteme eingeteilt werden (Abb. 1.3a).
8
Die Summe der an einem idiomorphen Mineral beobachteten Flächen bezeichnet man als dessen Tracht. Im
kubischen System sind das zum Beispiel Würfel, Oktaeder, Tetraeder oder Rhombendodekaeder (Abb. 1.3b).
Viele Minerale kristallisieren häufig in einer für sie charakteristischen Tracht, z.B. Steinsalz als Würfel,
Granate als Rhombendodekaeder.
Aus der Tracht und den Größenverhältnissen der vorkommenden Flächen ergibt sich der Habitus eines
Kristalls (=Kristallgestalt). Die äußere Form eines idiomorphen Kristalls, ist eine Folge des inneren
Gitterbaus und seiner Kristallsymmetrie. Daher ist sind bestimmte Formen häufig typisch für bestimmte
Mineralgruppen:
Tabelle 3: Kristallformen und typische Minerale.
Habitus
Minerale bzw. Mineralgruppen
blättchenförmig
Glimmer
tafelig/leistenförmig
Feldspäte
säulenförmig/stengelig
Pyroxene, Amphibole
faserig
Fasergips, Serpentin (Asbest)
isometrisch/körnig
Leucit, Granat (alle kubischen Kristalle)
9
Zu Abgrenzung der Beiden Begriffe Habitus und Tracht dient die folgende Abbildung 1.4.
Abb. 1.4: Verschiedener Habitus der Kristalle bei gleicher Flächenkombination (Tracht).
Farbe
Die Farbe ist nur zum Teil charakteristisch für ein bestimmtes Mineral. Dieses zeigt dann eine bestimmte
Eigenfarbe, sie sind idiochromatisch. Als Beispiel ist Malachit zu nennen: Dieses Mineral ist immer grün.
Bei sehr vielen Mineralen ist die gerade beobachtete Farbe (einschließlich Farblosigkeit) nicht die einzige,
die bei dem jeweiligen Mineral vorkommt, sondern wird von verschiedenen Faktoren bestimmt. Einen
wesentlichen Einfluss hat die generelle chemische Zusammensetzung eines Minerals. So gibt es die Tendenz
daß Fe-haltige Minerale (z.B. Pyroxen, Biotit) oft recht dunkel bis schwarz erscheinen, Na-, K- und Alreiche Minerale (z.B. Feldspat, Nephelin) hingegen sind in der Regel hell bis farblos.
Bei vielen Mineralen wird deren Farbe allerdings auch noch von weiteren Faktoren (z.B. geringe chemische
Beimengungen (=Verunreinigungen), sehr kleine mineralische Einschlüsse oder radioaktive Bestrahlung)
bestimmt, sie sind allochromatisch. So erscheinen z.B. Minerale, die geringe Beimengungen von Cr
enthalten in der Regel grün (Smaragd) oder rot (Rubin).
Von Quarz (SiO2), der normalerweise farblos ist, gibt es eine Reihe von Farbvarietäten: Amethyst (violett),
Citrin (gelb), Rosenquarz (rosa), Rauchquarz (braun bis schwarz), Blauquarz, die aufgrund einer oder
mehrere der oben genannten Ursachen farbig erscheinen.
Auch manche Feldspäte, die eigentlich weiß sind, können durch feinste Partikel von Hämatit (Fe2O3) rosa bis
rot gefärbt sein.
Die Strichfarbe eines Minerals beobachtet man durch kräftiges Abreiben des Minerals auf einer rauen,
hellen Unterlage (unglasiertes Porzelantäfelchen). Dieser Strich besteht aus pulverfeinem Abrieb des
Minerals. Die Strichfarbe kann ein wichtiges Unterscheidungsmerkmal verschiedener Erzminerale sein und
muss nicht zwingend mit der makroskopisch erscheinenden Eigenfarbe des Minerals identisch sein. So weist
silber metallisch glänzender Hämatit (Fe2O3, Roteisenerz) z.B. eine rote Strichfarbe auf. Alle silikatischen
Minerale, die Hauptgesteinsbildner, haben keine (weiße) Strichfarbe.
Glanz / Transparenz
Minerale zeigen bezüglich Glanz und Transparenz große Unterschiede. Zunächst kann zwischen
metallischem Glanz (bei Mineralen mit großem Reflexionsvermögen) und nichtmetallischem Glanz (bei
Mineralen mit geringem Reflexionsvermögen) unterschieden werden.
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Metallischer Glanz ist weitgehend an lichtundurchlässige (opake) Minerale gebunden. Hier ist zusätzlich die
Farbtönung mineralspezifisch z.B. Pyrit = hell goldgelb, Bleiglanz = silber, etc. Metallglanz tritt nur bei
elementaren Metallen, Metallsulfiden und manchen Oxiden auf. Diese Minerale werden als Erzminerale
bezeichnet.
Die üblichen gesteinsbildenden Minerale sind in der Regel mehr oder weniger stark transparent (zumindest
als dünne Splitter!). Sie zeichnen sich durch einen nichtmetallischen Glanz aus, der dann ergänzend z.B. als
Diamantglanz, Glasglanz (z.B. Olivin), Fettglanz (z.B. Quartz, Nephelin), Seidenglanz (z.B. Muskowit) etc.
bezeichnet werden kann.
Ritzhärte
Die Ritzhärte eines Minerals ist abhängig von dessen Gitterbau und der Bindungsart (Ionenbindung, van-derWaals-Kräfte etc.). Oft ist die Ritzhärte richtungsabhängig. Ganz ausgeprägt ist dies beim Disthen (Al2SiO5).
Nach wie vor ist die seit 1812 gebräuchliche Mohs´sche Härteskala in Verwendung (Tabelle 4).
Tabelle 4: Mohs´sche Härteskala.
1
2
3
4
5
6
7
8
9
Talk
Gips
Kalkspat (Kalzit)
Flußspat (Fluorit)
Apatit
Feldspat
Quarz
Topas
Korund
10
Diamant
mit Fingernagel ritzbar
mit Taschenmesser ritzbar
mit Taschenmesser
nicht mehr ritzbar,
Fensterglas wird geritzt
Diese Skala ist zehnteilig und auf empirische Untersuchungen gegründet. Der Unterschied zwischen den
zehn Stufen ist allerdings nicht gleichwertig, d.h. es handelt sich nicht um eine lineare Skalierung. Für
einfache Untersuchungen im Gelände genügen drei Unterteilungen der Ritzhärte. Bis zur Mohs'schen Härte
von 2 sind die Minerale mit dem Fingernagel ritzbar, bis zur Härte 5 sind sie mit dem Taschenmesser ritzbar,
darüber hingegen nicht mehr.
Spaltbarkeit/Bruch
Die Spaltbarkeit (Abb. 1.5) ist ein Ausdruck von Richtungsunterschieden in der Festigkeit eines Kristalls.
Spaltung erfolgt entlang von Gitterebenen, auf denen schwächere Bindungskräfte vorhanden sind. Viele
Kristalle spalten in mehrere Richtungen und dann oft verschieden gut.
Eine vollkommene Spaltbarkeit liegt vor, wenn sich ein Kristall in dünnste Blättchen zerteilen läßt, z.B. bei
den Glimmern oder Graphit. Eine sehr gute Spaltbarkeit weisen die Feldspäte, Schwerspat und Kalkspat (=
Kalzit) auf sowie überhaupt alle Minerale, deren Namen auf 'spat' enden. Achtung: Bei gut spaltbaren
Mineralen kann eine geringe Ritzhärte vorgetäuscht werden.
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Ist keine Spaltbarkeit vorhanden, so reagieren die Minerale auf Beanspruchung durch Bruch. Sie zeigen dann
eine unebene muschelige Bruchfläche, z.B. Quarz, Olivin, amorphe Minerale.
Abb. 1.5: Spaltbarkeit und muscheliger Bruch (aus Dud'a & Rejl 1989).
Dichte
Die Dichte liegt bei den häufigsten Mineralen zwischen 2,5 und 3,4 g/cm3. Quarz hat eine Dichte von 2,65
g/cm3. Zu den Schwermineralen werden alle Minerale mit einem spezifischen Gewicht von >2,9 g/cm3
gezählt, z.B. Zirkon, Rutil, Granat, Turmalin, Magnetit. Besonders dichte Minerale sind:
Schwerspat (= Baryt, BaSO4)
die meisten Erze
gediegen Gold
4,5 g/cm3
4 - 7,5 g/cm3
19 g/cm3
Die Dichte spielt bei der Gesteinsbestimmung nur eine untergeordnete Rolle, da meist ein Mineralgemisch
vorliegt. Es gibt jedoch auffallend leichte Gesteine (z.B. Steinsalz, 2,2 g/cm3) oder auffallend schwere
Gesteine (z.B. Eklogit, 3,3-3,4 g/cm3).
Zwillingsbildung
Unter Zwillingsbildung wird eine gesetzmäßige Verwachsung zweier oder mehrerer Kristallindividuen
verstanden. Zwillinge haben eine Gitterebene gemeinsam und durchdringen sich. Sie erscheinen um eine
Rotationsachse gegeneinander verdreht. Häufig sind sie an einspringenden Winkeln zu erkennen.
Zwillingsbildung kommt bei vielen Mineralen vor und ist ein wichtiges diagnostisches Hilfsmittel z.B. bei
den Feldspäten. Bei den Feldspäten müssen besonders zwei Arten der Zwillingsbildung unterschieden
werden:
a) Verzwillingung nach dem Karlsbader Gesetz
Karlsbader Zwillinge (Abb. 1.6a) sind einfache Zwillinge, (nur zwei
Individuen) die häufig sichtbar beim Alkalifeldspat auftreten. Sie lassen sich
beim Alkalifeldspat daran erkennen, daß im Anschnitt die eine Hälfte des
Zwillings spiegelt, die andere nicht.
Abb. 1.6: a.) Karlsbader
Zwilling; b.) Albit-Zwilling.
b) Verzwillingung nach dem Albit-Gesetz
Albit-Zwillinge (Abb. 1.6b) sind Viellinge (polysynthetische Verzwillingung). Sie treten häufig bei den
Plagioklasen auf, sind jedoch makroskopisch selten erkennbar. Im Schnitt zeigen sie sich als eine feine
Streifung. Die einzelnen Zwillingslamellen sind dabei scharf abgesetzt und gerade.
12
Mineralparagenese
Viele Minerale treten bevorzugt mit bestimmten anderen Mineralen auf. So ist es z.B. typisch, dass
Omphazit neben Granat Hauptbestandteil des metamorphen Gesteins Eklogit ist. Omphazit und Granat sind
ein Beispiel für eine Paragenese. Von einer Paragenese spricht mann wenn mehrere Minerale als
gleichzeitige Bildungen in einem Gestein auftreten.
Umgekehrt kommen manche Minerale normalerweise nicht mit einem anderen Mineral im gleichen Gestein
zusammen vor (außer aufgrund physikalisch-chemischer Ungleichgewichte). Zum Beispiel ist freier Quarz
(SiO2) als Mineral in magmatischen Gesteinen ein Zeichen für den SiO2-Überschuss der Schmelze. Nephelin
(NaAlSiO4) hingegen ist typisch für SiO2-untersättigte Schmelzen und kommt aus diesem Grund nie
zusammen mit Quarz vor.
In metamorphen Gesteinen ist die Stabilität der meisten Minerale an bestimmte Druck- und
Temperaturbedingungen gebunden. Daher können bestimmte Minerale oder Mineralparagenesen in
metamophen Gesteinen diagnostisch für die metamorphen Bedingungen sein und andere Minerale dadurch
komplett ausgeschlossen werden.
Die Nutzung der Mineralparagenese als Bestimmungsmerkmal funktioniert sehr gut. Allerdings bedarf es
einiger Übung, Erfahrung und ganz wichtig: Interesse, um damit verlässlich umzugehen.
Weitere Kriterien
Weitere Kriterien, die bei der Mineralbestimmung von Bedeutung sein können sind z.B.:
•
•
•
•
der Geschmack, mit dem Kochsalz (Halit, NaCl) von Kalisalz (Sylvin, KCl) und Magnesium-Salzen
unterschieden werden kann.
Anlauffarben sind dünne bunte Überzüge, die meist auf Verwitterungseinwirkung zurückgehen und
können sehr typisch für bestimmte Erzminerale sein.
Magnetische und elektrische Eigenschaften sind für einige Minerale sehr kennzeichnend, für unsere
Zwecke hier allerdings von untergeordnetem Interesse.
Das Verwitterungsverhalten von Mineralen variiert sehr stark. Die dunklen (Fe- und Mg-reichen)
Minerale verwittern sehr leicht, helle Minerale wie Feldspat und vor allem Quarz deutlich schwieriger.
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I. 4 DIE CHEMISCHE KLASSIFIKATION VON MINERALEN
Zur Klassifikation von Mineralen wird ein von STRUNTZ (1996) eingeführtes chemisches System
verwendet. Unterschieden werden dabei folgende Mineralklassen:
•
•
•
•
•
•
•
Elemente
Sulfide, Selenide und Teluride
Halogenide
Oxide und Hydroxide
Karbonate, Sulfate, Nitrate
Phosphate, Arsenate, Vanadate
Silikate
z.B. Graphit (C), Schwefel (S)
z.B. Pyrit (FeS2)
z.B. Halit (NaCl), Fluorit (CaF2)
z.B. Hämatit (Fe2O3),
z.B. Kalzit (CaCO3), Baryt (BaSO4)
z.B. Apatit (Ca5(PO4)3OH
z.B. Quarz (SiO2), Olivin (Mg,Fe)2SiO4)
Neben einigen Sedimentgesteinen, die vor allem aus Halogeniden oder Karbonaten (z.B. Evaporite,
Kalksteine) bestehen, sind Silikate die wesentlichen anorganischen Bestandteile praktisch aller Magmatite
und Metamorphite.
Silikate bestehen strukturell gesehen aus einem Netzwerk unterschiedlich stark verknüpfter SiO4-Tetraeder.
Der Grundbaustein bildet ein Tetraeder, bei dem 4 große Sauerstoffionen (O2-) um ein kleines Siliziumion
(Si4+) angeordnet sind. Dieser Tetraeder bildet als Ganzes ein Anion mit vier negativen Ladungen (SiO4)4-.
Bei der Verknüpfung von zwei oder mehr Tetraedern über Sauerstoffbrücken-Bindungen teilen sich zwei
Tetraeder jeweils ein Sauerstoffatom. Insgesamt kann ein Tetraeder mit maximal vier weiteren verknüpft
sein. Das bedeutet, dass ein Tetraeder an allen vier Ecken mit weiteren Tetraedern verbunden ist und sich
jeweils ein benachbartes Sauerstoffatom teilt. Je nach Art der Verknüpfungsgrad (Polimerisationsgrad)
dieser Tetraeder werden Inselsilikate, Gruppensilikate, Ringsilikate, Kettensilikate, Bandsilikate,
Schichtsilikate und Gerüstsilikate unterschieden (Abb. 1.7).
Abb. 1.7: Klassifikation von Silikatstrukturen: (a) Insel-, (b) Gruppen-, (c) – (e) Ring-, (f)
Ketten-, (g) Band-, (h) Schicht- und (i) Gerüstsilikate.
14
Verschiedene Kationen (z.B. Na, K, Mg, Al), füllen dann den Freiraum in dieser Silikatstruktur (in der ein
Teil der Si-Atome außerdem noch durch Al-ersetzt werden können) auf und sorgen für Ladungsausgleich,
um ein elektrisch neutrales Mineral zu bilden. Dabei bestimmen unter anderem die Größenverhältnisse
zwischen Kation und Anion die Art des sogenannten Koordinationspolyeders. Die Größe eines Kations ist
unter anderem von dessen Ladung abhängig (Abb. 1.8 & 1.9).
Abb. 1.8 (links): Relative Größenverhältnisse verschiedener Kationen und Anionen. (rechts): Die Größe verschiedener
Kationen in Abhängigkeit von deren Ladung (aus Markl, 2008).
Abb. 1.9: Verschiedene Koordinationspolyeder. links: Tetraeder (Koordinationszahl = 4), mitte: Oktaeder (KZ = 8),
rechts: Würfel (KZ = 8).
Bestimmte Kationen können sich gegenseitig sehr gut ersetzen (austauschen), was an ähnlichen
Eigenschaften wie z.B. Ladung und Größe liegt. Häufige Austauschpartner sind z.B. Fe und Mg oder auch
Na und K. Olivin (Mg,Fe)2SiO4, ein Inselsilikat kommt mit unterschiedlicher chemischer Zusammensetzung
(Fe/Mg Verhältnis) vor. Olivine sind lückenlos mischbar und zeigen Mischkristallbildung zwischen Forsterit
(Mg2SiO4) und Fayalit (Fe2SiO4).
Unabhängig von der jeweiligen Silikatgruppe können wasserfreie (z.B. Olivin, Feldspat, Pyroxen) und auch
wasserhaltige Silikate (z.B. Amphibol, Glimmer) in Gesteinen vorkommen. Wasserfreie Silikate in
magmatischen Gesteinen sind in vielen Fällen Frühkristallisate bei hohen Temperaturen, während
Hydrosilikate sich oft bei geringeren Temperaturen oder unter Anwesenheit einer fluiden Phase bilden. In
metamorphen Gesteinen kann die Abwesenheit von wasserhaltigen Silikaten („trockenes Gestein“) auf sehr
starke Metamorphosebedingungen (im Sinne hoher Temperaturen) hinweisen. Generell sind die
Stabilitätsbereiche wasserhaltiger Silikate in metamorphen Gesteinen stark von der Temperatur abhängig.
Die kann genutzt werden um die Bildungsbedingungen eines Gesteines genauer einzugrenzen.
15
II. MAGMATISCHE GESTEINE
Magmatische Gesteine enstehen durch Abkühlung und Kristallisation von flüssigem Gesteinsmaterial
(Magma). Die Zusammensetzung der dabei entstehenden Schmelzen kann zwar recht variabel sein,
Sauerstoff, Silizium, Aluminium, Magnesium, Eisen, Kalzium, Natrium und Kalium sind aber die mit
Abstand häufigsten Elemente in silikatischen Schmelzen. Bei chemischen Gesteinsanalysen wird ihr Anteil
in der Regel in Oxidform als Gewichtsprozent angegeben (Abb. 2.1).
Allein der SiO2-Gehalt von so verschiedenen Magmatiten wie Gabbro, Syenit und Granit variiert „nur“ von
ca. 45 – 75 Gew. %, ist also immer die dominierende Hauptkomponente. Die oben genannten Element-Oxide
machen zusammen normalerweise >90 Gew.% einer typische Gesteinsanalyse aus (Abb. 2.1). Alle anderen
der über 100 Elemente, die z.T. auch wirtschaftlich sehr wichtig sind (z.B. Nickel, Zink, Chrom, Blei,
Zirkonium etc.) machen in der Regel <<0,1 Gew. % eines magmatischen Gesteines aus.
Abb. 2.1: Gesamtgesteinsanalysen verschiedener Magmatite (nach Tromsdorff & Dietrich (1991).
Magmatische Gesteine werden daher von Silikatmineralen dominiert und die allermeisten magmatischen
Gesteine bestehen aus weniger als fünf verschiedenen Silikatmineralen. Den „Rest“ machen Sulfide (z.B.
Pyrit, FeS2), Oxide (z.B. Hämatit, Fe2O3), Karbonate (z.B. Kalzit, CaCO3) und Phosphate (z.B. Apatit,
Ca5(PO4)3(OH, F, Cl)) aus.
Die Hauptgemengteile (gesteinsbildende Minerale) der magmatischen Gesteine werden durch nur wenige
Minerale bzw. Mineralgruppen gebildet. Man unterscheidet dabei helle (felsische Minerale) und dunkle
(mafische Minerale, Mafite) Minerale. Hinter dieser trivial erscheinenden Einteilung stecken jedoch
prinzipielle Unterschiede im Chemismus:
16
Die felsischen Minerale sind in der Regel weiss, hellgrau, hellgelb, hellrot o.ä. und gehören zur Gruppe der
Gerüstsilikate. Neben reinem SiO2 (Quarz) sind dies Na-, K-, Ca- und Al-reiche Feldspäte und
Feldspatvertreter (Foide).
Die dunklen Minerale sind Silikate mit erheblicher Beteiligung von Mg und Fe (deshalb „mafisch“ als
Kunstwort für Mg + Fe). Eisen färbt Minerale allgemein dunkel (braun, grün, schwarz). Zu den dunklen
Mineralen gehören Olivin, Pyroxen, Amphibol und dunkler Glimmer (Biotit). Der helle Glimmer
(Muskovit) ist ein K-Al-Schichtilikat und gehört nach seiner Chemie zu den hellen Mineralen, wird aber
meist bei den dunklen genannt. In Magmatiten kommt er nur in bestimmten Plutoniten vor, ist also relativ
selten, in manchen Metamorphiten ist Muskovit jedoch Hautbestandteil (z.B. Glimmerschiefer).
Die meisten Minerale bilden Mineralgemenge mit Mischungsreihen. Von einer Mischungsreihe oder einem
Mischkristall spricht man, wenn sich zwei oder mehrere Elemente in einer bestimmten Position des Kristalls
gegenseitig ersetzen können (häufig z.B. Ka-Na, Mg-Fe, Al-Fe, etc.).
17
II. 1 GESTEINSBILDENDE MINERALE IN MAGMATITEN
Quarz
Eigenschaften
Quarz
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Zwillingsbildung
Dichte
SiO2
im Gestein meist grau, weiß oder mit leichter Fremdfarbe; oft durchscheinend
körnig in Plutoniten, teilweise idiomorph in Vulkaniten
7
keine, muscheliger Bruch
Dauphiné und weitere Zwillingsgesetze
2,65 g/cm3
Quarz ist in Magmatiten sehr weit verbreitetet. Er ist sehr verwitterungsbeständig, da er unter den
Bedingungen an der Erdoberfläche schwer gelöst werden kann, und ist außerdem sehr hart (7). Wichtiges
Erkennungsmerkmal ist außerdem die ausgesprochen schlechte Spaltbarkeit, die einen muscheligen Bruch
verursacht. Im Allgemeinen ist Quarz durchscheinend und zeigt of Glas- bis Fettglanz.
Anhand des Vorkommens von freiem Quarz in Magmatiten werden SiO2-übersättigte (z.B. Granit) von SiO2untersättigten (z.B. Nephelin-Syenit) Magmatiten unterschieden.
In Magmatiten (Plutonite und Vulkanite) tritt Quarz meist xenomorph auf, da er im Allgemeinen später (bei
tieferen Temperaturen) als die Glimmer und Feldspäte auskristallisiert. In manchen Vulkaniten kommen
idiomorphe Quarz-Bipyramiden mit sechsseitigem Querschnitt vor (Abb. 2.2).
Im Gegensatz zu vielen anderen gesteinsbildenden Silikaten bildet Quarz keine Mischkristallreihe, sondern
ist in der Regel chemisch sehr rein. Quarz besteht zu über 99 Gew. % aus SiO2. Geringe Beimengungen
können sein: Al, B, Ti, Fe und andere.
Varietäten:
Auffällig trüber, und dann weiß erscheinender Milchquarz ist typisch für relativ niedrig-temperierten
hydrohermalen Quarz (Gangquarz), wie er oft in Kluft- und Gangfüllungen auftritt. Milchquarz kommt oft
in derben Massen vor, während farbloser Bergkristall, Amethyst (violett), Citrin (gelb) und Rauchquarz
(braun bis schwarz) idiomorphe Kristalle ausbilden die in Klüften und Hohlräumen wachsen.
Opal (SiO2 . n H2O) ist amorph. Im Übergang von Opal zu Quarz bildet sich bei gleichzeitiger Entwässerung
mikro- bis kryptokristalliner1 Chalcedon. Er ist häufig parallel gestreift, die einzelnen Lagen werden von
feinsten Fasern aufgebaut. Karneol ist ein fleischfarbener bis roter Chalcedon. Achate sind rhythmisch
gebänderte, feinschichtige, oft Hohlräume umschließende Chalcedone. Opal und Chalcedon sind außerdem
die Hauptbestandteile sehr feinkörniger kieseliger Sedimente (siehe auch dort).
Wirtschaftlich von Bedeutung ist Quarz als Rohstoff für die Glasherstellung. Silizium wird in der Halbleiterindustrie benötigt. Einige Varianten werden als Schmucksteine gehandelt (Amethyst, Achate etc.);
hochwertige und reine, synthetisch hergestellte Quarzkristalle dienen als Piezoquarze zur Zeitmessung.
1
mikrokristallin: Kristalle mit dem Mikroskop erkennbar
kryptokristallin: Kristalle lichtmikroskopisch nicht erkennbar, aber röntgenographisch nachweisbar
18
SiO2 Phasendiagramm
SiO2 kommt je nach Druck- und Temperaturbedingungen in strukturellen Varianten vor, die leicht
unterschiedliche Eigenschaften haben und teilweise diagnostisch für bestimmte geologische Prozesse sind
(Abb. 2.2). Minerale die bei gleichem Chemismus (z.B. SiO2) aber je nach Druck- und
Temperaturbedingungen unterschiedlicher Symmetrie zeigen werden Modifikationen bzw. Polymorphe
genannt.
100
Druck (kbar)
90
Stishovit
(4,35)
80
50
Coesit
(2,93)
40
30
Tief-Quarz
(2,65)
10
Cristobalit (2,33)
Tridymit (2,25)
500
1000
1500
Schmelze
Schmelze
20
Tiefquarz
Hoch-Quarz
2000
o
Temperatur ( C)
Hochquarz
Abb. 2.2: links: Die verschiedenen SiO2-Modifikationen im
Druck-Temperatur Diagramm. In Klammern sind die Dichten
3
(g/cm ) angegeben (aus Okrusch & Matthes 2005). Oben:
Tracht und Habitus von idiomorphem Tief- und Hochquarz.
Die Symmetrie und die Dichte sind kennzeichnend für eine bestimmte Modifikation und ist abhängig von
den Druck- und Temperaturbedingungen. Generell gilt: Mit zunehmendem Druck nimmt die Dichte zu, und
mit zunehmender Temperatur werden die Modifikationen höher symetrisch.
Für die Petrographie magmatischer Gesteine sind die beiden Modifikationen Hoch- und Tiefquarz
interessant. Kühlt eine SiO2-reiche Schmelze ab, kristallisiert Hochquarz aus.
Hochquarze kristallisieren hexagonal und besitzen eine typische Tracht: Eine sechs-seitige
Doppelpyramide, mit teils nur sehr kleinen Prismenflächen dazwischen. Diese Tracht kann bei
Quarzeinsprenglingen in Rhyolith, beobachtet werden. Bei Abkühlung unter 573°C (bei 1 bar) wandelt sich
der Hochquarz zwar spontan in einen trigonalen Tiefquarz um (die Gitter von Hoch- und Tiefquarz sind sich
sehr ähnlich), aber die äußere Form des Kristalls bleibt dennoch erhalten.
Scheidet sich Quarz in Spalten und Klüften aus heißen Lösungen ab (Gangquarze, Bergkristall) bildet sich
Tiefquarz, der an den langen Prismenflächen und der trigonalen Symmetrie erkennbar ist.
Coesit und Stishovit sind Hochdruckmodifikationen. Coesit entsteht in Tiefen größer als etwa 80 km und
wird in Ultra-Hochdruck-Metamorphiten, die in solche Tiefen versenkt wurden (z.B. Dora Maira; ital.
Westalpen), gefunden. Coesit und Stishovit entstehen durch die Druckwelle bei Meteoriteneinschlägen und
sind zum Beispiel im Krater des Nördlinger Rieses zu finden.
19
Feldspäte
Eigenschaften
Feldspäte
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Zwillingsbildung
Dichte
Plagioklas
CaAl2Si2O8-NaAlSi3O8 (Mischkristall)
weiß
tafelig
6
sehr gut
Albit- und Karlsbader Gesetz und weitere
2,76 g/cm3
Alkalifeldspat
KAlSi3O8-NaAlSi3O8, (Mischkristall)
weiß, grau, oft auch rötlich
tafelig
6
sehr gut
Karlsbader Gesetz und weitere
2,62 g/cm3
Feldspäte gehören zur Gruppe der Gerüstsilikate und sind die in der Erdkruste häufigste Mineralgruppe. Sie
kommen in fast allen Magmatiten vor und sind auch in vielen Sedimentiten und Metamorphiten verbreitet.
Pe
rt
60
hit
e
KAlSi3O8
00
C
Die Feldspatzusammensetzungen zwischen den Endgliedern Orthoklas (Or) und Albit (Ab) werden als
Alkalifeldspat, die zwischen den Endgliedern Albit (Ab) und Anorthit (An) als Plagioklas bezeichnet.
Alkalifeldspäte und Plagioklase sind somit eine Mischkristallreihe (Abb. 2.3).
Or
0
bei 600 C
0
bei 900 C
Mischungslücke
ti-P
in
An
ni d
Alk
aliFe
Sa
lds
pä
te
e rt
h it
e
90
00
C
Orthoklas
Tief-Albit
Plagioklase
An
ort
ho
kla
s
Mischungslücke
HochAlbit
Oligoklas
Andesin
Labradorit
Ab
Bytownit
Anorthit
An
NaAlSi3O8
CaAl2Si2O8
Plagioklase
Abb. 2.3: Das Feldspatdreieck: Die Zusammensetzung der meisten Feldspäte kann im Rahmen des ternären
Systems mit den Endgliedern KAlSi3O8 = Orthoklas (Or), NaAlSi3O8 =Albit (Ab) und CaAl2Si2O8 = Anorthit (An)
ausgedrückt werden. Alkalifeldspat und Plagioklas bilden zwei Mischkristallreihen. Bei hohen Temperaturen sind
o
Alkalifeldspäte unbegrenzt mischbar (linkes Dreieck), bei Temperaturen unter 600 C (rechtes Dreieck) tritt eine
Mischungslücke auf, die bei Abkühlung zu perthitischen Entmischungen führt (aus Okrusch & Matthes 2005).
20
Plagioklase bilden bei jeder Temperatur Mischkristalle und bauen nur geringe Mengen an Kalium (als
Orthoklaskomponenete) in ihr Gitter ein. Je nach Na/Ca Verhältnis werden Plagioklase als Albit, Oligokas,
Andesin, Labradorit, Bytownit oder Anorthit bezeichnet. Zwar sind bestimmte Zusammensetzungen sehr
typisch für manche Magmatite, doch ist mit bloßem Augen die chemische Zusammensetzung des
Plagioklases nicht erkennbar. Dafür sind dann mikroskopische bzw. mikroanalytische Methoden notwendig.
In Plagioklasen tritt häufig lamellare oder polysynthethische Verzwillingung nach dem Albit-Gesetz auf
(Abb. 1.6b). außerdem ist Plagioklas häufig zoniert, was teilweise mit bloßem Auge gut erkennbar ist (Abb.
2.4)
Abb. 2.4: Zonierter Plagioklas in Granit (Bildbreite ca. 8 cm).
Für Alkalifeldspäte gilt: Or und Ab mischen sich nur bei hohen Temperaturen unbegrenzt. Bei langsamer
Abkühlung des Gesteins erfolgt eine Entmischung im festen Zustand d.h. es bilden sich Perthite. Perthite
sind erkennbar an Entmischungsspindeln von Albit in einem kaliumreichen Alkalifeldspat. Diese
Entmischungskörper sind in großen Kristallen (z.B. aus Pegmatiten) manchmal makroskopisch als
langgestreckte, unregelmäßig begrenzte Streifen erkennbar (Abb. 2.5). Zwillingsbildung nach dem
Karlsbader Gesetz tritt in Alkalifeldspäten häufig auf. Diese Karlsbader Zwillinge sind oft mit freiem Auge
erkennbar. Die häufigen Varietäten Orthoklas und Mikroklin werden als Rohstoffe in der Keramik- und
Porzellan-industrie sowie bei der Email-Herstellung eingesetzt. Die Varietät 'Mondstein', ein milchig-trüber
Alkalifeldspat, wird als Halbedelstein geschätzt, ebenso der grüne Amazonit.
Abb. 2.5: Perthitische Entmischtextur in Alkalifeldspat.
Bei den Alkalifeldspäten wird eine Reihe von Modifikationen / Varietäten unterschieden. Die wichtigsten
sind:
•
•
Sanidin: Monokline Hochtemperaturform mit einer weitgehend ungeordneten Al-Si-Verteilung.
Sanidine sind schnell abgekühlt, oft durchscheinend oder nur wenig getrübt. Sanidin tritt in Form von
Einsprenglingen in vulkanischen Gesteinen auf. Er ist durch seinen dünntafeligen Habitus zu erkennen.
Orthoklas: Bildung bei Temperaturen um 700 oC, mit einer teilweise geordneten Al-Si-Verteilung,
dicktafelig. Perthite können auftreten. Orthoklase sind typisch für Granite und andere Plutonite.
21
•
•
Mikroklin: Geordnete, trikline Tieftemperaturform unter ca. 500 oC; makroskopisch nicht von Orthoklas
unterscheidbar. Typisch für metamorphe, durchbewegte Gesteine.
Adular: Na-armer Alkalifeldspat, der sich als Tieftemperaturbildung auf Klüften findet. Adular besitzt
eine besondere Tracht.
In magmatischen Gesteinen ist das Auftreten von Plagioklas, Alkalifeldspat oder beiden Feldspäten ein
wichtiges Indiz für den geochemischen Charakter des Magmatits. Gabbros und Basalte werden z.B. von
Plagioklas dominiert und enthalten nur selten Alkalifeldspat. Hochentwickelte Magmatite (z.B. NephelinSyenite) hingegen enthalten nur selten Plagioklas, dafür aber meist große Mengen an Alkalifeldspat. Daher
ist es sehr wichtig, diese beiden Feldspäte verlässlich zu unterscheiden. Die Unterscheidung von
Alkalifeldspat und Plagioklas ist dann leicht, wenn der Alkalifeldspat rötlich gefärbt ist. Die wichtigsten
Unterscheidungskriterien zwischen Alkalifeldspat und Plagioklas sind in Tabelle 6 zusammengestellt.
Tabelle 2.1: Unterscheidungskriterien von Plagioklas und Alkalifeldspat.
Alkalifeldspat
Plagioklas
Farbe
weiß, grau, gelblich, bräunlich,
grünlich, blassrot, kräftig rot
weiß, grau, farblos, grauviolett,
gelblich, selten rot
Zwillinge
nur einfache Zwillinge (z.B. nach
dem Karlsbader Gesetz)
polysynthetische Zwillinge (Albit
Gesetz), neben Einfachzwillingen
Entmischung
häufig perthitische Entmischung
--
Zonarbau
selten makroskopisch erkennbar
häufig makroskopisch erkennbar
Alteration
recht unempfindlich,
z.T. Kaolnisierung
recht anfällig, oft grünliche
Sekundäbildungen, verstärkt im Kern
Feldspatvertreter (Foide)
Eigenschaften
Feldspatvertreter (Foide)
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Nephelin
NaAlSiO4
grau, grünlich oder bräunlich
kurz-prismatischen sechs-seitige Kristalle
5 ½ bis 6
keine, muscheliger Bruch
2,6 g/cm3
Leucit
KAlSi2O6,
farblos, grauweiß, gelblich
rundlich, kugelig
5 ½ bis 6
keine, muscheliger Bruch
2,5 g/cm3
Die Mineralgruppe der Feldspatvertreter (Feldspatoide, Foide), die ebenfalls zu den Gerüstsilikaten
gerechnet wird, tritt nur in SiO2-untersättigten Magmatiten auf, die dann Alkaligesteine genannt werden. In
diesen reicht der SiO2-Gehalt der Schmelze nicht aus, um alle vorhandenen Alkalien (Na, K) in Form von
Feldspäten zu binden. Sie stehen also anstelle von Feldspäten und vertreten diese:
NaAlSiO4 + 2 SiO2  NaAlSi3O8
Nephelin + Quarz
Albit
22
KAlSi2O6 + SiO2 
Leucit + Quarz
KAlSi3O8
Orthoklas
Hieraus wird ersichtlich, dass Feldspatvertreter nie zusammen mit Quarz vorkommen. Die Gruppe der
Feldspatvertreter umfasst außer den beiden häufigsten Nephelin und Leucit noch die relativ seltenen
Minerale der Sodalithgruppe (z.B. Sodalit, Na8Al6Si6O24Cl2), Analcim (NaAl2Si2O6 * 2 H2O) und Cancrinit
(Na6Ca2(AlSiO4)6(CO3)2), die jedoch in manchen Gesteinen von großer Bedeutung sind.
a) Nephelin
Nephelin ist ein hexagonales, meist kurzsäuliges Mineral (Abb. 2.6 links). Er tritt in Vulkaniten häufig als
idiomorpher Einsprengling auf, und ist dann durch sechsseitige Basisschnitte und rechteckige
Längsschnitte erkennbar. In Plutoniten kommt Nephelin meist xenomorph vor und ist daher oft schwer zu
erkennen. Verwechslungsgefahr besteht dabei mit Quarz, der allerdings deutlich härter ist. Sehr selten
kommt Nephelin auch in Metamorphiten entsprechender Zusammensetzung vor (Nephelingneise)
b) Leucit
Leucit kristallisiert stets in einer bestimmten Tracht des kubischen Systems (Ikositetraeder; Abb. 2.6 rechts).
Die vielflächigen Mineralkörner erscheinen stets rundlich, kugelig. Leucit ist relativ selten und kommt
ausschließlich in Vulkanite und Subvulkaniten vor, die besonders K-reich sind (z.B. Kaiserstuhl, Vesuv).
Verwendung: Leucitreiche Gesteine werden als Kaliumdüngemittel eingesetzt.
Abb. 2.6: Typische Kristallformen von Nephelin (links) und Leucit (rechts).
Olivin
Eigenschaften
Olivin
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
(Mg,Fe)2SiO4
meist oliv- bis flaschengrün, durchscheinend, glasglänzend
körnig
6 ½ bis 7
schlecht, muscheliger Bruch
3,2 bis 4,3 g/cm3 (je nach Mg/Fe Verhältnis)
Olivin ist ein Inselsilikat und bildet Mischkristalle zwischen dem Mg-Endglied Forsterit Mg2SiO4 und dem
Fe-Endglied Fayalit Fe2SiO4. Dabei gilt, dass Olivin, der bei hohen Temperaturen aus einer Schmelze
kristallisiert Mg-reicher ist, als später, bei niedrigeren Temperaturen gebildeter Olivin. Diese Regel gilt
gleichermaßen für alle anderen Mg-Fe-reichen Silikate (z.B. Pyroxene, Amphibole, Granate)
So wie Feldspäte die dominierende Mineralgruppe der Kruste sind, ist Olivin das häufigste Mineral des
Oberen Erdmantels, wo Olivin als Hauptgemengteil in Peridotiten auftritt. Olivin kommt außerdem in
primitiven Magmatiten (z.B. Basalt, Gabbro) vor. In solchen Gesteinen ist Olivin Mg-reich. Relativ selten
23
kommen Fe-reiche Olivine in dann meist stark entwickelten Graniten und (Nephelin-)Syeniten vor. In
Metamorphiten kann Olivin in kontaktmetamorphen Marmoren und in metamorph umgewandelten
Mantelgesteinen vorkommen. Aufgund seiner hohen Anfälligkeit gegenüber chemische Verwitterung ist
Olivin in Sedimentgesteinen extrem selten. Wenn dann nur in Form von Olivin-führenden Geröllen.
In Magmatiten ist Olivin ein Frühkristallisat, d.h. er kristallisiert früh (also bei hohen Temperaturen) aus
der Schmelze aus. Sinken neu gebildete Olivinkristalle aufgrund ihrer hohen Dichte (siehe oben) in der
Magmenkammer ab, so bildet sich ein Bodensatz, der fast ausschließlich aus Olivin besteht (=
Olivinkumulat). Aus der Tiefe nachströmendes Magma kann Teile dieses Kumulats mitreißen, so dass
Olivinknollen als Fremdgesteinseinschlüsse (Xenolithe) in basaltischen Laven auftreten.
Quarz und Olivin können nicht gemeinsam vorkommen, da Olivin ein SiO2-Defizit aufweist und mit
überschüssigem SiO2 zu Pyroxen reagieren würde:
Mg2SiO4 + SiO2
Olivin + Quarz

Mg2Si2O6
Orthopyroxen
Pyroxene
Eigenschaften
Pyroxene
chemische Formel
allgemeine Formel
XY Si2O6
mit X (+, 2+); Y (2+, 3+)
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Augit
(Na, Ca) (Mg, Fe, Al) (Al, Si)2O6
grün, dunkelbraun bis schwarz, matter Glanz
kurzsäulig mit 8-seitigem Umriß, 2 Kopfflächen
6
vollkommen (110), Winkel des Spaltkörpers 87o
3,2 bis 3,6 g/cm3
Pyroxene sind Kettensilikate und bilden wichtige Gemengteile der dunklen, basischen Magmatite (z.B.
Basalt, Gabbro) und Mantelgesteinen (Peridotite). Außerdem treten sie in bestimmten, meist hochgradigen
Metamorphiten auf (Granulite, Eklogite).
Sie lassen sich in Orthopyroxene (Mg, Fe) und Klinopyroxene (Na, Ca, Mg, Fe) einteilen. Innerhalb der
beiden Pyroxengruppen herrscht intensive Mischkristallbildung. Orthopyroxene wie der Enstatit Mg2[Si2O6]
oder Hypersten MgFe[Si2O6] können gleichzeitig neben den Ca-haltigen Klinopyroxenen wie Augit
(Ca,Na)(Mg,Fe,Al)[(Al,Si)2O6] und Diopsid Ca(Mg,Fe)[Si2O6] auftreten. Augit ist typisch für Vulkanite,
Diopsid für Plutonite.
Na-reiche Klinopyroxene kommen in Alkalimagmatiten (Aegirin, NaFeSi2O6) vor, während Na- und Alreicher Omphazit (Na, Ca)(Mg,Fe,Al)[Si2O6] typisch für Hochdruckmetamorphite (Eklogite) ist.
Die Unterscheidung von Orthopyroxen und Klinopyroxen kann in vielen Fällen ganz entscheidend für eine
richtige Gesteinsansprache sein, ist aber mit dem bloßen Auge in vielen Fällen sehr schwierig bis unmöglich.
Lediglich der teils spektakuläre Schiller auf Spaltflächen ist manchmal deutlich zu erkennen und deutet auf
Orthopyroxen hin.
Hier einige hilfreiche Paragenese-Regeln:
• Orthoproxen tritt nie mit Feldspatvertretern auf, wohl aber Klinopyroxen.
• Orthopyroxen kommt nur in tholeiitischen und kalk-alkalinen Magmatiten vor (siehe dort)
• In Mantelgesteinen treten häufig beide Pyroxene auf. Hier ist Klinopyroxen oft deutlich smaragdgrün
24
•
gefärbt (Einbau von Cr), während Orthopyroxen zwar variable Farben zeigt (hell, olivfarben, braun oder
schwarz), niemals jedoch smaragdgrün ist.
In Metamorphiten sind Klinopyroxene verbreiteter als Orthopyroxene
Verwechslungsgefahr besteht mit Amphibol. Unterscheiden lassen sich dies beiden Minerale anhand ihrer
Spaltbarkeit, den Kopfflächen (nur bei idiomorphen Kristallen erkennbar) und oft auch anhand ihres Habitus:
Pyroxene weisen zwei Spaltsysteme auf. Die Spaltrisse kreuzen sich mit einem Winkel von fast 87° (Abb.
2.7b). Pyroxene bilden kurze Säulen, Amphibole dagegen meist lange. Idiomorphe Pyroxene haben zwei
Kopfflächen. Chemisch gesehen sind Pyroxene den Amphibolen ähnlich. Kristallographisch zeichnen Sie
sich durch kürzere Silikatketten (Einfachketten) und fehlende OH-Gruppen aus („trockenen Minerale“).
Amphibole
Eigenschaften
Amphibole
chemische Formel
allgemeine Formel
W0-1X2Y5 Si8O22 (OH, F)2
mit W (+); X (2+); Y (2+, 3+, 4+)
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Hornblende
(Na, Ca)2-3 (Mg, Fe, Al)5 (Al, Si)2 Si6 O22 (OH)2
meist dunkelgrün bis schwarz
idiomorph bis hypidiomorph, stengelig mit 6-seitigem
Umriß, Glasglanz auf Kristall und Spaltflächen, 3
Kopfflächen
5–6
vollkommen nach der Längsachse, Winkel des
Spaltkörpers 124o
3,0 bis 3,4 g/cm3
Amphibole sind Bandsilikate und stellen wichtige Gemengteile in magmatischen und metamorphen
Gesteinen dar. Wie bei der Pyroxengruppe findet auch bei den Amphibolen intensive Mischkristallbildung
statt. In Magmatiten (z.B. Andesit) tritt häufig Hornblende auf, die meist tiefschwarz, seltener dunkelgrün
gefärbt ist und sich teilweise durch einen lackartigen Glanz auszeichnet. In Alkalimagmatiten kommt häufig
blauschwarzer und Na-reicher Arfvedsonit vor. In Metamorphiten treten sehr verschieden
zusammengesetzte und auch verschieden farbige Amphibole auf (siehe dort).
Auffälligstes Kennzeichen sind zwei Spaltsysteme, deren Spaltrisse sich mit einem Winkel von 124° kreuzen
(Abb. 2.7 links). Idiomorphe Kristalle haben drei Kopfflächen und können dadurch von Pyroxen
unterschieden werden.
Abb. 2.7: links: Amphibolkristall und Ausrichtung der zwei Spaltsysteme (124°Winkel);
recht:
Pyroxenkristall
mit
angedeuteter Spaltbarkeit (87°); beides im
Kopfschnitt.
25
Glimmer
Eigenschaften
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Zwillingsbildung
Dichte
Glimmer
Biotit
K(Mg,Fe)3[AlSi3O10/(OH)2]
dunkelbraun bis schwarz, lackartiger Glanz
blättchenförmig; in Magmatiten oft
idiomorph
2 ½ bis 3
vollkommen nach der Basis
keine
2,8 – 3,2 g/cm3
Muskovit
KAl2[AlSi3O10/(OH)2]
hell, glänzend
blättchenförmig
2 bis 2 ½
vollkommen nach der Basis
keine
2,8 – 2,9 g/cm3
Die Glimmer gehören zur Gruppe der Schichtsilikate. Die auffallendste Eigenschaft aller Glimmer ist ihre
vollkommene Spaltbarkeit, die auf die relativ geringen Bindungskräfte entlang der Basisflächen (0001)
zurückzuführen ist. Biotit kommt häufig in intermediären und sauren Magmatiten vor, Muskovit findet sich
nur in manchen (Al-reichen) Graniten und in Pegmatiten, nie in Vulkaniten.
Verwendung findet vor allem Muskovit als Isolator in der Elektrotechnik oder wegen der großen
Hitzebeständigkeit als Fenster (daher der Name: Muskovit = Moskauer Glas) in Öfen, Lampen und
Röntgenröhren. Die hierfür benötigten großen Kristalle kommen in Pegmatiten vor.
Amphibole und Glimmer werden gemeinsam als Hydrosilikate bezeichnet, da sie im Gegensatz zu den
bisher besprochenen gesteinsbildenden Silikaten Wasser in Form von OH-Gruppen enthalten. Das
Vorkommen von Hydrosilikaten in Magmatiten lässt grobe qualitative Aussagen zu Bildungstemperaturen
und Wassergehalt der Schmelzen zu.
Damit sich Hydrosilikate während magmatischer Kristallisation bilden können, muss eine bestimmte Menge
an Wasser in der Schmelze vorhanden sein und dürfen gewisse Temperaturen nicht überschritten werden. In
vielen primitiven Magmatiten, die bei sehr hohen Temperaturen kristallisieren (<1000 °C; z.B. Olivinbasalt,
Gabbro) tritt praktisch nie Amphibol oder Glimmer auf. Wenn doch, dann handelt es sich oft um späte
Kritallisationsprodukte die erst bei relativ niederen Temperaturen und/oder relativ hohen Wassergehalten der
bereits teilkristallisierten Schmelzen entstehen.
26
Die wichtigsten gesteinsbildenden Minerale magmatischer Gesteine
Mineralgruppe
Quarz
Feldspäte
Foide
Glimmer
Amphibole
Pyroxene
Olivin
Mineral
Quarz
SiO2
Alkalifeldspat
KAlSi3O8 (Orthoklas) NaAlSi3O8 (Albit)
Plagioklas
NaAlSi3O8, (Albit) CaAl2Si2O8 (Anorthit)
Nephelin
NaAlSiO4
Leucit
KAlSi2O6,
Muskovit
KAl2[AlSi3O10] (OH)2
Biotit
K(Mg,Fe)3[AlSi3O10] (OH)2
Hornblende
(Ca,Na)2-3(Mg,Fe,Al)5[Si6(Si, Al)2O22](OH)2
Augit (Na, Ca)(Mg, Fe, Al) [(Si, Al)2O6]
Bronzit (Mg, Fe)2[Si2O6]
Olivin
(Mg,Fe)2 [SiO4]
Habitus
Farbe
Härte
Spaltbarkeit
farblos,
grau, weißlich
unspezifisch
tafelig, körnig weiß, oft rötlich
7
keine
muscheliger Bruch, große Härte, glasig,
muscheliger Bruch fettartiger Glanz
(1) vulkanisch, (2) Gänge
sehr gut
Karlsbader Zwillinge (3)
2 Spaltsysteme
große Härte, Spaltbarkeit
leistenförmig, weiß, grau
tafelig
6
kurzsäulig
5 ½ - 6 keine
muscheliger Bruch
5 ½ - 6 keine
muscheliger Bruch
2-3
vollkommen
körnig,
kurzsäulig
körnig,
kugelig
blättrig
blättrig
stengelig,
langsäulig
kurzsäulig
körnig
weiß,grau,
hellbraun
farblos, weißlich
farblos, silbrig
schwarz, braun;
verwittert goldbraun
dunkel (schwarz, braun,
grün)
dunkel (schwarz, grün,
braun)
z.t. bronzefarben
grün,
leicht ransparent
6
sehr gut
2 Spaltsysteme
Erkennungsmerkmale
Viellingsbildung (4)
große Härte, Spaltbarkeit
Kristallform in Vulkaniten (5), xenomorph
in Plutoniten
nur in Vulkaniten
idiomorph (6)
Spaltbarkeit, biegsame Blättchen (7),
Lackglanz, Farbe, nie in Vulkaniten
Spaltbarkeit, biegsame Blättchen (7),
Lackglanz, Farbe
Spaltwinkel ca. 124o , sechsseitiger Umriß
drei Kopfflächen (8)
Spaltwinkel ca. 87o , achtseitiger Umriß
zwei Kopfflächen (9)
2-3
vollkommen
5-6
sehr gut
6
gut
6 ½ -7
schlecht
Farbe, Glasglanz (10)
muscheliger Bruch
27
Kursfragen (1) "Gesteinsbildende Minerale magmatischer Gesteine"
Was sind Gesteine?
Was ist Gefüge?
Was heißt isotrop?
Wie definieren sich die drei großen Gruppen der Gesteine?
Welches sind die wichtigsten gesteinsbildenden Minerale der Erdkruste?
Was ist ein Mineral, was ein Kristall?
Welche Kriterien können zur Bestimmung von Mineralen herangezogen werden?
Welche Spaltbarkeit und Härte weist Quarz auf?
Welche Quarzmodifikationen kennen Sie und unter welchen Bedingungen sind diese stabil?
Was ist eine Mischreihe?
Zeichnen Sie das Feldspatdreieck und ordnen Sie die Minerale einzelnen Gesteinen zu.
Erläutern Sie die Erkennungsmerkmale der Feldspäte.
Welche Verzwilligungen treten bei den Felspäten auf?
Welches sind die hellen und dunklen Minerale ?
Was drückt sich in den hellen und dunklen Mineralen bezüglich des Chemismus aus ?
Wie unterscheiden sich Amphibole und Pyroxene voneinander?
Was sind Foide und in welchen Gesteinen treten Sie auf?
Welche Elemente können sich gegenseitig im Kristallgitter ersetzen? Nennen Sie Beispiele!
28
II. 2 ENTSTEHUNG
GESTEINE
UND
BILDUNG
MAGMATISCHER
Magmatite entstehen durch die Abkühlung von Gesteinsschmelzen (Magma), die im Oberen Erdmantel
oder in der Kruste entstehen. Schmelzen im Allgemeinen bestehen aus einer festen Phase (Kristalle) und
einer flüssigen Phase, in der eine Gasphase gelöst ist.
Gesteinsschmelzen bilden sich zum einen im Oberen Erdmantel durch Druckverminderung in
aufsteigenden Mantelströmen (z.B. Mittelozeanische Rücken, Heiße Flecken) oder durch Zufuhr von
Fluiden, (i.w. H2O,), zum Beispiel im Bereich von Subduktionszonen, zum anderen in der tieferen
kontinentalen Kruste durch erhöhten Wärmefluß, zum Beispiel bei der Regionalmetamorphose.
Je nach aufgeschmolzenenm Material und je nach Aufschmelzgrad können verschiedene primäre
Magmentypen entstehen: Die teilweise Aufschmelzung des Oberen Erdmantels führt zu basaltischen
Schmelzen mit SiO2 um 50 Gewichts-%, Aufschmelzung von kontinentalen Kruste führt zur Bildung von
granitische Schmelzen mit SiO2 um 70 Gewichts-%. Basalte und Granite sind daher die häufigsten
magmatischen Gesteine.
Magmatite entstehen auf der Erde im Wesentlichen in drei Bereichen (Abb. 2.8):
• Mittelozeanische Rücken: Durch Druckentlastung der aufsteigenden Asthenosphäre bilden sich
tholeiitische Basaltschmelzen, die die ozeanische Kruste aufbauen.
• Subduktionszonen: Die abtauchende ozeanische Kruste wird bei der Hochdruckmetamorphose (siehe
dort) dehydriert. Die dabei freigesetzten Fluide setzen den Schmelzpunkt im darüberliegenden
Asthenosphärenkeil herab, so dass sich kalk-alkalische, meist andesitische Schmelzen bilden können.
Der erhöhte Wärmefluss führt zur teilweisen Aufschmelzung (Anatexis) überlagernder kontinentaler
Kruste und zur Bildung saurer Magmen. Auch die Krustenverdickung im Bereich von KontinentKontinent-Kollisionszonen führt zur Anatexis kontinentaler Kruste.
• Intraplattenbereich: Im Bereich von kontinentalen Grabenbrüchen und über Heißen Flecken finden
sich im Vergleich zu Mittelozeanischen Rücken und Subduktionszonen geringe Volumina von
Magmatiten mit einer charakteristischen chemischen Zusammensetzung, meist alkalischen Magmatiten.
kalkalkalische
Magmen
Pazifik
Südamerika
Aktiver
Aktiver
Kontinentalrand
Kontinentrand
Passiver
Passiver
Kontinentalrand
Kontinentrand
subduzierte ozeanische
Kruste
tholeiitische
Magmen
alkalische
Magmen
Atlantik
Afrika
Mittelozeanischer
Mittelozeanischer
Rücken
Rücken
Hot spot
Hot Spot
Indischer
Ozean
Grabenbruch
Grabenbruch
(Rift)
(Rift)
kontinentale Kruste
ozeanische Kruste
Basis Lithosphäre
Bewegungsrichtung der
Krustenblöcke
Abb. 2.8: Magmatismus und Plattentektonik: Ozeanische Kruste wird an den Mittelozeanischen Rücken gebildet und in
den Subduktionszonen verschluckt. Die mit den Plattenbewegungen einhergehenden Prozesse sind für die Bildung von
Magmen unterschiedlicher Zusammensetzung verantwortlich. Tholeiitische Basaltmagmen bilden sich an den
Mittelozeanischen Rücken. An den Subduktionszonen wird die Bildung kalk-alkalischer Magmen ausgelöst, die für Aktive
Kontinentränder und Inselbögen typisch sind. Alkalische Magmen herrschen in kontinentalen Grabenbrüchen vor, die ein
Vorstadium zur Öffnung eines Ozeans bilden können. Heiße Flecken sind Manteldiapire, die von Magmen meist
alkalischer Zusammensetzung aus großer Manteltiefe gespeist werden. Sie können im ozeanischen wie im kontinentalen
Bereich auftreten.
29
Der Aufstieg einer Schmelze erfolgt meist wegen der geringeren Dichte der Schmelze gegenüber dem
umgebenden oder überlagernden Gestein. Im oberen Bereich der Kruste wird die Entbindung einer Gasphase
durch den abnehmenden lithostatischen Überlagerungsdruck zur eigentlichen treibenden Kraft eines
Vulkanausbruchs. Die Aufstiegswege für Schmelzen sind meist tektonisch vorgezeichnet.
Für den Ort, an dem die Schmelze erstarrt, gibt
es prinzipiell drei Möglichkeiten (Abb. 2.9):
•
•
•
Das Magma erstarrt in der Kruste und bildet
einen Plutonit (Tiefengestein, Intrusivgestein);
das Magma erreicht die Erdoberfläche, die
austretende Lava bildet einen Vulkanit
(Ergußgestein, Extrusiv- oder Effusivgestein);
das Magma bleibt in einem Gang, einem
spaltenförmigen Zufuhrweg an die Oberfläche, oder einem vulkanischen Schlot
stecken (Ganggestein).
Effusivgesteine
rasche
Abkühlung,
kleine Kristalle
Lava und
Asche
Vulkanite
Subvulkanite
magmatische
Gänge
Magmatische Intrusion
Intrusivgesteine:
langsame
Abkühlung,
große Kristalle
Magmakammer
Ganggesteine
Plutonite
Abb. 2.9: Gesteinstypen der Magmatite (nach Press &
Siever 1995)
Aus ein und demselben Magma können also mehrere unterschiedliche Gesteinstypen entstehen. Sie
unterscheiden sich durch das Gefüge, während sie chemisch sehr ähnlich sein können. Plutonite sind
generell vollständig auskristallisiert (holokristallin) und grobkörnig, da sie in der Erdkruste steckenbleiben
und langsam abkühlen (z.B. Gabbro). Die Minerale haben Zeit auszukristallisieren. Vulkanite zeigen
dagegen eine feinkörnig-dichte, teilweise auch glasige Matrix (Grundmasse), da sie an der Erdoberfläche
rasch erkalten oder im Wasser abgeschreckt werden (z.B. Rhyolith = Obsidian). Die Schmelzphase hat keine
Zeit, Kristalle zu bilden. Die in Vulkaniten häufig zu beobachtenden idiomorphe Großkristalle
(Einsprenglinge) sind in der Tiefe entstanden und wurden mittransportiert.
Dringt Magma in eine Spalte (Gang) oder in eine Schichtfuge ein (Lagergang oder Sill), so wird das
entstehende Gestein als Ganggestein bezeichnet (Abb. 2.10). Ganggesteine besitzen eine Zwitterstellung
zwischen Vulkaniten und Plutoniten. Sind die holokristallin, besitzen aber aufgrund der relativ raschen
Abkühlung häufig ein feinkörniges Gefüge (Ausnahme: Pegmatite; siehe unten).
Abb. 2.10: Blockschema verschiedener magmatischer Körper (nach Hohl, 1985).
30
Primäre Gesteinsschmelzen haben wie oben bereits beschrieben entweder basaltische oder granitische
Zusammensetzung. Für die Bildung anderer Zusammensetzungen gibt es neben der Aufnahme von
Nebengestein (Assimilation) oder des Element-Austausches mit dem Nebengestein (Kontamination) den
Mechanismus der gravitativen Kristallisationsdifferentiation: Die Kristallisation eines Magmas erfolgt
über ein größeres Temperaturintervall mit einer charakteristischen Ausscheidungsabfolge von Mineralen. In
einer Magmakammer mit gabbroider Schmelze können die gebildeten Frühkristallisate (Olivin, Pyroxen)
gravitativ absinken und einen lagigen 'Bodensatz' bilden, der Kumulat genannt wird.
Je nach chemischer Zusammensetzung der auskristallisierenden Minerale und der Ursprungsschmelze, kann
ein solcher Prozess Restschmelzen bilden, in denen SiO2 stark angereichert ist, d.h. sie werden zunehmend
saurer. So kann z.B. durch 80 %-ige Auskristallisation einer basaltischen Schmelze ein andesitischdazitisches Restmagma entstehen. Durch die weitere Kristallisation wird die Restschmelze weiter mit SiO2
angereichert, so dass die Schmelze bis zu einer rhyolithischen Zusammensetzung differenzieren kann (Abb.
2.11).
Abb.2.11 links: Vereinfachtes
Beispiel für die Differentiation von
Schmelze in einer Magmenkammer. Dargestellt ist ein
basaltisches Stammmagma, das
in eine Magmakammer aufsteigt.
Während des Aufstiegs kommt es
zur Differentiation des Magmas
bei gleichzeitiger Abkühlung.
rechts: In die kontinentale Kruste
eindringendes
basaltisches
Magma wird durch Assimilation
und Kontamination verändert. Es
kann in der Magmakammer
längere Zeit verweilen, bis es
durch Überdruck entlang von
Störungen
oder
schon
vorhandenen Förderschloten an
die Erdoberfläche transportiert
wird und einen Vulkan aufbaut.
Die dunklen (mafischen) Minerale bauen dabei sukzessiv mehr SiO2 und OH-Gruppen in ihr Kristallgitter
ein. (von Olivin und Pyroxen über Amphibol zu Biotit). Pagioklas zeigt abnehmenden Ca-Gehalt (Ca wird
bei höheren Temperaturen in den Plagioklas leichter eingebaut). Die Anreicherung an SiO2 hat die verstärkte
Bildung heller Minerale (Alkalifeldspat, Na-reicher Plagioklas, Quarz) zur Folge, so dass die Gesteine
immer heller werden (Abb. 2.12 & 2.13). Diese Anreicherung von hellen Mineralen mit voranschreitender
Differentiation spiegelt sich in der Farbzahl M (für Mafite) der Gesteine wider (Tab. 2.2). Die Gesteine
können außerdem über den SiO2-Gehalt in ultrabasisch (<45 % SiO2), basisch (45-53 %), intermediär (53-65
%) und sauer (>65 %) unterteilt werden (Tab. 2.2).
Tabelle 2.2: Gruppierung magmatischer Gesteine nach SiO2-Gehalt
Quarz-Gehalt (Gew.-%)
>65
sauer
53-65
intermediär
45-53
basisch
<45
ultrabasisch
Farbzahl M
0-20
leukokrat
⇑
(hell)
⇓
90-100
felsisch
mafisch
melanokrat
(dunkel)
ultramafisch
K-, Na-reich
⇑
⇓
Mg-, Fe-reich
31
Abb. 2.12: Vereinfachte Darstellung der Kristallisationsabfolge von felsischen und mafischen
Mineralen in Magmatiten (Bowen´sches Reaktionsschema).
Abb. 2.13: Vereinfachte Übersicht der Plutonite nach Rösler (1984). Die Darstellung gibt die
Verteilung der jeweiligen Minerale in Vol. % an. Im Farbvergleich zu dem gesuchten Gestein
läßt sich dadurch eine erste Abschätzung des Gesteins in hell-dunkel (mafisch - felsisch) und
den vermutlich enthaltenen Mineralen machen.
32
II. 3 HYDROTHERMALGÄNGE UND DEREN MINERALE
Hydrothermale Gesteine und Erze entstehen durch Ausfällung von gelösten Stoffen aus einer wässrigen
Lösung (hydrothermales Fluid). Diese hydrothermalen Lösungen sind im Allgemeinen heiße Fluide (50 600 °C) unterschiedlicher Herkunft und Zusammensetzung, die in den oberen Bereichen der Erdkruste
zirkulieren.
Hydrothermale Ganggesteine (oder auch Hydrothermalgänge genannt) bilden sich deshalb oft in
Störungszonen anderer Gesteine und sind von diesen oft scharf begrenzt (Abb. 2.14). Diese mineralisierten
Störungszonen oder Klüfte sind oft nur wenige cm mächtig und wenige m lang. Manchmal können sie aber
auch bis mehrere 10 er m mächtig (der Fluoritgang „Käfersteige“ bei Pforzheim erreicht 30 m Mächtigkeit)
und mehrere 10er km lang sein (im Bayerischen Wald erstreckt sich der „Pfahl“, ein Quarzgang, über rund
150 km).
Die häufigsten Minerale in diesen
Gängen sind die Gangarten Quarz,
Fluorit, Baryt und verschiedene
Karbonate, wie Calcit, Dolomit oder
Siderit. Es gibt monomineralische
Hydrothermalgänge und solche, die
aus einer Vielzahl von Mineralen
bestehen. Diese Gänge sind dann oft
zoniert aufgebaut, und man kann
idiomorphe Kristalle eines Minerals
erkennen, die wiederum überwachsen
werden von einem anderen.
Viele Hydrothermalgänge enthalten
darüber
hinaus
wirtschaftlich
wichtige Erzminerale, wie Galenit
(PbS), Sphalerit (ZnS), Chalkopyrit
(CuFeS2), Pyrit (FeS2), Hämatit
(Fe2O3), sowie gediegene Elemente,
z.B. Silber und Gold. Aus diesem
Grund
sind
Hydrothermalgänge
wichtige Lieferanten von Bunt- und
Edelmetallen, aber auch von reinstem
Quarz, Fluorit und Baryt, die als
Industrieminerale
wichtige
mineralische Rohstoffe darstellen.
Abb.
2.14:
Hydrothermale
Gangmineralisation in der Grube Wenzel bei
Oberwolfach (Schwarzwald), bestehend
aus Baryt (weiß) und Calcit (schwarz).
Nebengestein ist ein Paragneiss.
Da hydrothermale Ganggesteine an Störungszonen gebunden sind, ist ihre Entstehung mit tektonischer
Aktivität verbunden. Dabei kann es auch zu Breccienbildung kommen, weshalb viele Hydrothermalgänge
auch Breccien mit Komponenten aus dem Nebengestein, aber auch aus den älteren Gangmineralen, führen.
33
Zur Bildung von hydrothermalen Mineralisationen muss ein Fluid bei seiner Bildung und/oder beim
Durchfließen von Gesteinen Mineralstoffe (Kationen und Anionen) aufnehmen, transportieren und an
einem anderen Ort wieder ausfällen. Diese Bewegung der Lösung von A nach B benötigt eine treibende
Kraft, die erreicht wird durch Druck-, Dichte- und Temperaturgradienten, z.B. bei der Bildung von
sedimentären Becken, bei Gebirgsbildungsvorgängen (der Orogense) oder während und nach der Intrusion
von Plutonen.
Zur Ausfällung von hydrothermalen Mineralen kommt es, wenn sich die chemischen und physikalischen
Eigenschaften der wässrigen Lösung ändern, so dass die vorher gelösten Stoffe (meist Ionen (z.B. Ca2+, Cl-)
oder (Metall-)Komplexe (z.B. Chloro-Komplexe: [CuOHCl]-, oder Hydrosulfidkomplexe: [AuHS]2-) aus der
Lösung ausfallen. Diese Prozesse resultieren aus Veränderungen von u.a. Temperatur, Druck, pH-Wert,
Salzgehalt oder Sauerstoffgehalt der Lösung. Häufige Auslöser dieser Veränderungen sind zum Beispiel die
Mischung von zwei unterschiedlichen Lösungen oder auch die Reaktion eines Fluides mit dem
Nebengestein.
Wichtig: Viele Gesteinsgänge bestehen aus Tiefengesteinen oder Restschmelzen (Lamprophyre, Aplite,
Pegmatite) und sind nicht durch hydrothermale Fluide gebildet worden!
Calcit (Kalkspat)
Eigenschaften
Calcit
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Zwillingsbildung
Dichte
CaCO3
farblos-weiß, oft durch Verunreinigungen grau, rötlich, gelblich
oft grobspätig, zum teil faserig, in Hohlräumen idiomorphe Kristalle
3
vollkommen
bildet oft Zwillinge aus, polysynthetische Streifen auf Rhombenflächen
2,6-2,8 g/cm3
Calcit ist leicht zu erkennen durch ein brausendes Auflösen
in verdünnter Salzsäure (Fluorit und Baryt sind unlöslich in
Salzsäure). Spaltrhomboeder haben Winkel von 75°. Bei
farblosen Spaltstücken erkennt man die sehr gute
Doppelbrechung (Abb. 2.15).
Abb. 2.15: Doppelbrechung beim Calcit.
Fluorit (Flussspat)
Eigenschaften
Fluorit
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Zwillingsbildung
Dichte
CaF2
oft farblos, blau, gelb, lila, grün; alle Farben möglich
oft grobspätig, in Hohlräumen idiomorphe Kristalle (Oktaeder, Würfel)
4
vollkommen
selten Zwillinge
3,1-3,2 g/cm3
Fluorit ist durch seine oft deutliche Farbe und dem Glasglanz leicht zu erkennen. Charakteristisch sind
oktaedrische Spaltstücke.
34
Baryt (Schwerspat)
Eigenschaften
Baryt
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Zwillingsbildung
Dichte
BaSO4
weiß, oft durch Verunreinigungen rötlich oder grau
oft grobspätig bis blättrig, selten faserig, in Hohlräumen idiomorphe Kristalle
3-3,5
vollkommen
selten
4,5 g/cm3
Baryt ist durch seine hohe Dichte (Gewicht!) leicht zu erkennen. Grobkörnige Aggregate können Feldspat
ähneln, der jedoch deutlich leichter ist. Spaltstücke sind tafelig und haben Winkel zwischen den Flächen von
90°.
35
II. 4 GEFÜGE MAGMATISCHER GESTEINE
Plutonite
Plutonite erstarren unter der Erdoberfläche (meist in 2-30 km Tiefe). Die Erstarrung findet unter dem
lithostatischen (allseitigen) Druck der auflagernden Gesteine statt. Die langsame Abkühlung (je nach
Umgebungstemperatur und Größe des Körpers bis zu Jahrmillionen) ermöglicht das Größenwachstum der
Kristalle. Es bildet sich eine charakteristische Ausscheidungsabfolge der Minerale je nach ihrer
Schmelztemperatur aus, häufig nach dem Schema:
Erze (z.B. Magnetit, Pyrit)  dunkle Minerale (Olivin, Pyroxen, Amphibol, Biotit)  Feldspäte  Quarz
Die Auskristallisation erfolgt dabei über ein größeres Temperaturintervall. Die Temperatur, oberhalb derer
keine Kristalle in der Schmelze vorhanden sind, wird Liquidustemperatur genannt. Die Temperatur,
unterhalb der die Schmelze vollständig auskristallisiert ist, heißt Solidustemperatur. Die Solidustemperatur
der meisten Schmelzen liegt je nach Zusammensetzung zwischen 1200 und 650 °C.
An das Stadium der Schmelze (liquid-magmatisches Stadium) kann sich, vorwiegend bei granitischen
Plutonen, das pegmatitisch-pneumatolytische Stadium (650-500 °C) anschließen. In diesem Stadium der
Abkühlung erfahren Ganggesteine im Dach von Plutonen unter starker Einwirkung von Fluiden ein
Größenwachstum, es bilden sich Pegmatite, teilweise auch Aplite (Abb. 2.16). Die leichtflüchtigen
Bestandteile der Restschmelze (H2O, CO2 etc.) sind reich an Elementen, die aufgrund ihrer großen
Ionenradien und/oder Ladung nicht in die Minerale der Hauptkristallisation eingebaut werden können (Li,
Be, U etc.). Es entstehen groß- bis riesenkristalline Aggregate von Quarz, Feldspat, Glimmer (auch LiGlimmer), Turmalin, Beryll, Wolframit etc.. Pegmatite sind als Lagerstätten vieler seltener Elemente von
wirtschaftlicher Bedeutung.
An das pneumatolytische Stadium schließen sich mehrere hydrothermale Stadien mit absteigender
Temperatur an. Es werden Gänge gebildet, die meist aus Quarz und später auch aus Karbonat, Baryt und
Fluorit bestehen. Sie sind ebenfalls Träger bedeutender Element- und Mineralanreicherungen (z.B. GoldQuarz-Gänge der Hohen Tauern; Silber- und Kupfererzgänge im Schwarzwald).
Abb. 2.16: Der Dachbereich von Plutonen enthält häufig Pegmatite, Aplitgänge,
teilweise auch eine Quarzkappe oder auch sogenannte Greisen (durch die Wirkung
magmatischer Fluide veränderte („gealterte“) Gesteine, die neben Hellglimmern
charakteristische Minerale wie Zinnstein oder Topas führen und deswegen abgebaut
werden (aus Markl, 2008).
36
Die langsame Abkühlung in Plutoniten führt zu folgenden charakteristischen Gefügen:
•
Mittel- bis grobkörniges Gefüge: Für Plutonite sind richtungslose Gefüge typisch, an den Rändern
eines Plutons kommt es manchmal durch Fließen zur Einregelung von Kristallen, z.B. großen
Feldspäten. Plutonite besitzen keine Blasenhohlräume und auch kein Glas, d.h. sie sind holokristallin.
Die Korngröße liegt im mm- bis cm- Bereich.
•
Porphyrisches Gefüge: In Plutoniten können auch zwei unterschiedliche Mineral-Korngrößen
vorkommen, die dem Gestein ein porphyrisches Aussehen geben (bimodale Korngrößenverteilung). Dies
deutet auf eine Zweiphasigkeit im Abkühlungsprozeß hin. Am häufigsten sind porphyrische Granite, bei
denen Alkalifeldspäte viele Zentimeter groß werden, der übrige Mineralbestand aber Körner <1cm
bildet.
•
Rapakivi Gefüge: In manchen relativ Quarz-armen Graniten treten mehrere cm große Alkalifeldspäte
mit rundlichen Umrissen auf, die von Plagioklas ummantelt werden (= Rapakivi Gefüge). Dies deutet
darauf hin, dass ein bereits teilweise kristallisiertes granitisches Magma (ca. 750 °C) durch Mischung mit
einem eher basaltischen Magma (ca. 1100 °C) wieder aufgeheizt wurde, wodurch die Alkalifeldspäte
teilweise wieder aufschmolzen. Durch die dann deutlich Ca-reichere Zusammensetzung des Magmas
kristallisiert dann Plagioklas anstatt Alkalifeldspat.
•
Pegmatitisches Gefüge: Ein Gefüge, das nur in Pegmatiten auftritt. Dies sind groß- bis riesenkörnige
Gesteine. Die Größe der Minerale erreicht mehrere Zentimeter oder sogar Meter. Die großen Minerale
werden in Restschmelzen durch die Aktivität der reichlich vorhandenen Fluide gebildet, die als
Transportmittel von Ionen fungieren.
•
Aplitisches Gefüge: Aplite sind Ganggesteine mit geriner Korngröße (oft um 1 mm). Sie sind arm an
Fluiden und erstarren rasch. Aplite und Pegmatite haben meist granitische Zusammmensetzung.
•
Ophitisches Gefüge: Regellos angeordnete Plagioklasleisten werden von Pyroxenen teilweise
umschlossen. Dieses Gefüge ist tyisch für Dolerite, das sind Ganggesteine mit basaltischer
Zusammensetzung.
Vulkanite
Vulkanite bilden sich durch rasche Erstarrung einer Schmelze an der Erdoberfläche. In der Regel ist das
Magma ein 'Brei' aus Kristallen und einer flüssigen Phase, einschließlich der in ihr gelösten Gasphase. Das
Magma befindet sich also, wenn es die Erdoberfläche erreicht, zwischen der Liquidus- und der
Solidustemperatur. Lava ist entgastes Magma, das die Erdoberfläche erreicht hat. Die rasche Abkühlung
verhindert ein Größenwachstum weiterer Kristalle. Zum Teil wird die geförderte flüssige Phase so schnell
abgeschreckt, dass sich keine Kristalle bilden können, sondern sich Gesteinsglas bildet. Gesteinsglas ist
instabil und wird im Verlauf der Jahrmillionen zu einem feinkörnigen Gemenge aus Mineralen
umgewandelt, das sich allmählich vergröbert (Entglasung oder Devitrifizierung).
Man unterscheidet Laven (ausgeflossenes Material) uns Tuffe (Pyroklastika; ausgeworfenes Material). Tuffe
entstehen durch explosionsartige Ausbrüche gasreicher Schmelzen an Land (in großen Wassertiefen
verhindert der Wasserdruck solche Ausbrüche, doch können Aschenwolken über dem Meer abregnen und
marine Tuffablagerungen erzeugen).
Die rasche Abkühlung führt zu einer Reihe charakteristischer Gefüge in Laven:
•
Glasiges (hyalines) Gefüge: Viele Vulkanite weisen Glas in ihrer Grundmasse auf. Es gibt jedoch auch
Gesteine, die ausschließlich aus Glas bestehen. Die Temperatur des Magmas lag dann, als es die
Erdoberfläche erreicht hatte, über der Liquidustemperatur („überhitztes Magma“). Ein solches Gestein
wird Obsidian genannt, wenn es rhyolitische Zusammensetzung hat. Es ist oft schwarz, sehr hart, an den
37
Kanten durchscheinend und zeigt einen muscheligen Bruch.
•
Feinkörniges bis dichtes Gefüge: Die Einzelbestandteile sind mit dem bloßen Auge nicht auflösbar
(häufig durch Entglasung entstanden).
•
Variolitisches Gefüge: In Gesteinsglas können erste Entglasungserscheinungnen Variolen („Pocken“)
erzeugen. Es sind dies radialstrahlige Mineralaggregate, die kugelförmige Gebilde von mehreren mm bis
wenigen cm Durchmesser bilden.
•
Porphyrisches Gefüge: Das Magma befand sich, als es die Erdoberfläche erreichte, zwischen der
Liquidus- und der Solidustemperatur. Folglich liegen in einer feinkörnigen bis dichten oder glasigen
Grundmasse große, idiomorphe Kristalle vor, die als Einsprenglinge bezeichnet werden.
•
Blasiges Gefüge: Durch die Entmischung der Gasphase treten Blasenhohlräume auf. Ein Gestein, das
wie ein Schwamm aus unzähligen Blasenhohlräumen besteht, die nur durch dünne, glasige Wände
voneinander getrennt sind, wird als Bimsstein bezeichnet. Hohe Gasanteile im zähen Magma, die vor
dem Ausbruch nicht entweichen können, sind vor allem für rhyolithische Schmelzen typisch.
Blasenhohlräume können sekundär durch zirkulierende Wässer mit Quarz, Kalzit (CaCO3) oder den
feldspatähnlichen Zeolithen ausgefüllt werden. Ein solches Gestein wird als Melaphyr oder Mandelstein
bezeichnet. Melaphyre haben eine basaltische Zusammensetzung.
•
Fluidalgefüge: In besonders zähen (SiO2-reichen), Vulkaniten bildet sich häufig ein Fluidal- oder
Fließgefüge aus. Das Gestein ist fein gebändert und schlierig verfaltet. Eventuell vorhandene
Einsprenglinge werden von der zähen Grundmasse umflossen und eingeregelt. Da diese sauren (= SiO2reichen) Vulkanite im Gegensatz zu basischen (= SiO2-armen) Laven an der Oberfläche nicht fließen
können, wird eine Ablagerung innerhalb einer Glutwolke angenommen, aus der sich die flüssigen
Tropfen abscheiden. Die dafür benötigte hohe Temperatur oberhalb der Schmelztemperatur über einen
Zeitraum von Tagen ist typisch für besonders große Ausbrüche der sogenannten Riesencalderen.
Spezielle Gefüge in pyroklastischen Gesteinen:
• Geschichtete Tuffe: Da Tuffe durch Absinken von Aschepartikeln an Land oder im Meer entstehen,
weisen sie häufig eine feine Schichtung (ähnlich vielen Sedimentgesteinen) auf. Manche Tufflagen sind
auch massig und unstrukturiert. Vermischen sich im marinen Milieu Aschenablagerungen mit
Sedimentpartikeln, spricht man von Tuffit. Tuffe, die idiomorphe Einsprenglingskristalle enthalten,
werden Kristalltuffe genannt; solche die mm-große Partikel („Lapilli“, ital. Steinchen) enthalten,
Lapillituffe.
•
Ignimbritisches Gefüge: Ignimbrit („Feuerregen“) ist die Bezeichnung für ein pyroklastisches Gestein,
das aus viele hundert Grad heißen Glutwolken (Asche–Gas–Gemenge) abgelagert wird. In einem
Ereignis können bis über 1 m mächtige Lagen entstehen. Aschepartikel und Bimssteinbrocken werden
bei den hohen Temperaturen miteinander verschweißt („Schweißtuff“ als Synonym für Ignimbrit). Die
noch weichen Bimssteine kollabieren unter dem Druck der Lage zu langgestreckten Flasern, die dem
Gestein eine charakteristische Flammenstruktur verleihen. Typisch für gasreiche rhyolithische Magmen.
•
Agglomerat (Schlotbrekzie): Agglomerate bestehen aus eckigen, cm- bis dm- großen vulkanischen
Komponenten, die bei einem explosiven Ausbruch aus dem bereits erkalteten Gesteinen am Schlotrand
heraus gebrochen werden und in den Krater zurückstürzen oder nahe des Kraterrandes abgelagert
werden.
38
II. 5 NOMENKLATUR MAGMATISCHER GESTEINE
Die Klassifizierung der magmatischen Gesteine erfolgt durch ein einfaches Schema im sogenannten
Streckeisen-Doppeldreieck (Abb. 2.17). In diesem Diagramm werden nur die 'hellen' Minerale
berücksichtigt, d.h. Quarz (Q), Alkalifeldspat (A), Plagioklas (P) und Feldspatvertreter (F). Es wird auf
Gesteine mit weniger als 90 % dunklen Mineralen (Mafiten) bzw. mindestens 10 % hellen Mineralen
angewandt (M<90). Es gibt je ein Streckeisen-Diagramm für Plutonite und Vulkanite.
Abb. 2.17: Streckeisen-Diagramme für Plutonite und Vulkanite nach LeMaitre (1989). A: Alkalifeldspat, Q: Quarz,
P: Plagioklas (An > 05), F: Feldspatvertreter (Foide).
Tatsächlich handelt es sich jeweils um zwei selbständige Dreiecke, die die AP-Linie gemeinsam haben. Als
dritter Gemengteil kann Quarz oder Feldspatvertreter hinzukommen. Da Feldspatvertreter SiO2-untersättigt
sind, kommen sie nie zusammen mit Quarz vor. Für die Darstellung im Dreiecksdiagramm müssen die hellen
Gemengteile auf 100% umgerechnet werden.
Plutonite können in vielen Fällen durch bloße Betrachtung des Handstücks und Abschätzung des Gehalts an
hellen Gemengteilen bestimmt werden. Sie sind oft so grobkörnig, dass sich ihr Mineralbestand mit bloßem
Auge annähernd quantifizieren läßt.
In manchen Fällen kann es schwierig sein, die genauen Mengenverhältnisse zwischen Alkalifeldspat und
Plagioklas zu bestimmen (Granit – Granodiorit) oder auch zu entscheiden ob Spuren von Quarz oder
Nephelin vorhanden sind (Quarz-Syenit – Syenit – Nephelin-Syenit), was allerdings für die Namensgebung
ausschlaggebend ist. Deshalb soll hier auch die sogenannte „Feldvariante“ des Streckeisendiagramms (Abb.
2.18) vorgestellt werden, die eine zumindest grobe Einordnung der im Gelände angetroffenen Gesteine
zulässt.
39
Abb. 2.18: Feldvariante der Streckeisen-Diagramme für Plutonite und Vulkanite.
Die Bestimmung von Vulkaniten mittels dem Streckeisen-Diagramm ist oft schwierig. Manchmal helfen
dabei die Einsprenglinge, Gefügemerkmale und auch die Farbe weiter. Folgende Faustregeln gelten bei
Vulkaniten:
•
•
Tritt ein Mineral als Einsprengling auf, so ist es auch in der Grundmasse häufig.
Die Gesteine, die in den Streckeisen-Diagrammen links und oben stehen (saure Gesteine), sind heller, als
die Gesteine rechts und unten (basische Gesteine). Je saurer ein Magmatit ist, desto mehr Wasser enthält
gewöhnlich das Magma, so dass sich eher wasserhaltige Minerale wie Glimmer und Amphibole bilden
können. Je basischer ein Magmatit, desto trockener ist das Magma, so dass sich eher wasserfreie
Minerale bilden wie Pyroxen und Olivin.
Die genaue Klassifikation von Vulkaniten wird mit Hilfe des sogenannten TAS-Diagramms vorgenommen
(=Total Alkalis versus Silica; Abb. 2.19). Dabei ist zu beachten, dass es sich hier um eine chemische
Klassifikation und nicht um eine mineralogische nach dem Modalbestand handelt. Die Anwendung des TASDiagramms bedarf daher einer zuvorigen chemischen Analyse des Gesteins.
40
Abb. 2.19: TAS Diagramm zur Klassifikation vulkanischer Gesteine (nach Le
Maitre, 1989).
Gesteine, die über 90 % dunkle (mafische) Minerale enthalten, werden ultramafisch genannt. Sie werden
über die dunklen Gemengteile klassifiziert (Abb. 2.20). Ultramafische Vulkanite treten fast auschließlich im
Archaikum auf und werde Komatiite genannt.
Plutonite
M 90-100
Abb. 2.20: Nomenklatur ultramafischer Plutonite. Peridotite kommen vor
allem im Oberen Mantel vor.
41
II. 6 MAGMENSERIEN
Im Gelände kommen häufig altersgleiche und genetisch zusammenhängende Magmatite von
unterschiedlicher Zusammensetzung gemeinsam vor, sodass man von Magmenserien sprechen kann. Die
Variabilität ist am besten chemisch fassbar und zeigt sich in einem ansteigenden SiO2-Gehalt, steigendem
Fe/Mg Verhältnis und zunehmendem Alkaligehalt, sowie anderer chemischer Trends. Am Anfang
vollständiger Magmatitserien stehen gewöhnlich Basalte. Für die weitere Entwicklung sind dann eine Reihe
von Folgemagmen charakteristisch. Die Vorkommen dieser einzelnen Serien sind an spezifische
geotektonische Millieus gebunden. Basierend darauf werden Magmatite in drei Gruppe eingeteilt:
•
•
•
Tholeiitische Magmatite
Kalk-alkalische Magmatite
Alkalische Magmatite
subalkalische Magmatite
Die tholeiitischen und kalk-alkalischen Magmatite werden auch als subalkalisch bezeichnet. Sie sind
quarzführend oder differenzieren zu quarzführenden Gesteinen.
Tholeiitische Magmatite sind typisch für
Mittelozeanische Rücken und kommen darüber
hinaus auch im Intraplattenbereich (z.B. Hawaii)
und selten über Subduktionszonen vor.
Kalk-alkalische Magmatite sind typisch für
Inselbögen
und
aktive
Kontinentränder
(subduktionsgebundener Magmatismus). Sie
zeichnen sich durch einen hohen Wassergehalt
aus. Kalk-alkalische Magmen entstehen auch bei
Kontinent-Kontinen-Kollisionen
und
Aufschmelzung kontinentaler Kruste (Anatexis).
Alkalische
Magmatite
enthalten
häufig
Feldspatvertreter (SiO2-untersättigte Gesteine)
und liegen dann im unteren Dreieck.
Alkaligesteine mit Quarz liegen nahe an der AQSeite des oberen Dreiecks und führen alkalische
(Na-reiche)
Pyroxene
oder
Amphibole.
Alkaligesteine haben einen Überschuss an
Alkalien (Na, K) gegenüber SiO2 und/oder Al2O3.
Sie
sind
durch
das
Auftreten
von
Feldspatvertretern und/oder Alkali-Pyroxenen und
-Amphibolen gekennzeichnet und treten im
Intraplattenbereich, kontinentalen Riftzonen oder
über Heißen Flecken auf.
Abb.2.21:
Verschiedene
Streckeisendiagramm.
42
Differentiationstrends
im
II. 7 PETROGRAPHIE DER MAGMATISCHEN GESTEINE
Peridotit
Peridotit ist ein ultramafischer Plutonit. Das Gestein ist mittel- bis grobkörnig und schwarz bis grün. Der
Mineralbestand umfaßt Olivin und Pyroxen mit Spuren von Magnetit und Chromit. Chemisch sind die
Peridotite durch hohe MgO-Gehalte zwischen 30 und 50 % und geringe SiO2-Gehalte zwischen 40 und 45%
gekennzeichnet. Dunit ist eine Variante des Peridotits, die zu über 90 % aus Olivin besteht und deshalb
auffallend grün ist.
Peridotit ist ein Gestein des oberen Erdmantels und kommt als Einschluss (Xenolith) in basaltischen
Schmelzen sowie in ultramafischen Intrusionen (die erosiv freigelegt wurden) oder in Ophiolithkomplexen
an die Erdoberfläche. Für Dunite (und Peridotite) gibt es eine weitere Möglichkeit der Entstehung. Olivin,
als Erstkristallisat einer basaltischen Schmelze, kann sich in einer Magmakammer gravitativ absaigern und
dort einen Bodensatz, ein Kumulat bilden. Dieses Olivin-Kumulat kann dann bei späteren Eruptionen als
Xenolith, d.h. Fremdeinschluß in der Lava gefördert werden (Olivinknollen) oder erosiv freigelegt werden.
Wirtschaftlich bedeutend sind die Peridotitvorkommen in Ophiolithkomplexen (z.B. Türkei, Zypern, Ural)
als Träger von Cr-, Pt- und Ni-Lagerstätten.
Ophiolithe sind Fragmente ehemaliger ozeanischer Kruste, welche während einer Kollision auf einen
Kontinent aufgeschoben wurden. So stellen Ophiolithgürtel Zeugen ehemaliger Ozeane dar. Die am besten
untersuchten Ophiolithkomplexe liegen auf Zypern und auf der Arabischen Halbinsel (Oman).
Subalkali-Gesteine
Gabbro, Diorit
Der Gabbro ist ein dunkler grobkörniger Plutonit mit Plagioklas und Pyroxen in sehr unterschiedlichem
Mengenverhältnis. Alkalifeldspat und Quarz fehlen oder liegen unter 5 %. Eisen-Oxide (Magnetit) und
Olivin können zusätzlich vorkommen. Gabbro mit deutlicher Plagioklasvormacht wird als Leukogabbro
(leukos = weiß) bezeichnet, ein gabbroisches Gestein mit > 90 % Plagioklas wird Anorthosit genannt.
Gabbros entstehen durch Teilschmelzung des Oberen Erdmantels. Sie sind als Träger von Lagerstätten (Fe,
V) von Bedeutung. Wegen ihrer hohen Schlagfestigkeit werden sie als Schotter verwendet.
Diorit und Gabbro stehen im selben Feld des Streckeisen-Diagramms, da Plagioklas praktisch den einzigen
hellen Gemengteil darstellt. Der Unterschied für die exakte Bestimmung liegt im Anorthit-Gehalt der
Plagioklase, der nur mikroskopisch oder analytisch bestimmt werden kann:
• Diorit: Plagioklas mit An <50 % (Andesin)
• Gabbro: Plagioklas mit An >50 % (Labradorit)
Ein Schlüssel zur Bestimmung sind die dunklen Gemengteile: Gabbro enthält Pyroxen und eventuell Olivin,
Diorit vorwiegend Amphibol und eventuell Biotit. Wenn Olivin oder Biotit erkannt werden kann (was meist
einfach ist), ist die Bestimmung eindeutig.
Vorkommen von Gabbros sind in Deutschland selten und beschränken sich auf paläozoische Vorkommen im
Harz ("Harzburger Gabbro") und Odenwald ("Gabbro von Frankenstein"). Eines der berühmtesten
Gabbrovorkommen bildet die Skaergaard-Intrusion in Ostgrönland.
Basalt, Andesit
Basalt, das vulkanische Äquivalent des Gabbros, ist das häufigste vulkanische Gestein. Er ist dunkelgrau bis
schwarz mit einem oft dichten Gefüge. Ist er porphyrisch ausgebildet, dann können Pyroxen oder Olivin als
Einsprenglinge vorkommen. Das Gestein kann massig sein oder Blasenhohlräume aufweisen.
Sind Blasenhohlräume sekundär durch Kalzit, Quarz (Chalcedon) oder Zeolithe verfüllt, wird das Gestein als
Melaphyr oder Mandelstein bezeichnet. Diabas ist eine alte Bezeichnung für entglaste Basalte und lebt in
Lokalbezeichnungen weiter. Dolerit ist eine Bezeichnung für Gesteine basaltischer Zusammensetzung mit
etwas gröberer Körnung und einem ophitischen Gefüge. Dolerit kommt als Gang oder Sill (Lagergang) im
subvulkanischen Bereich vor.
Basalt und Andesit stehen wie Gabbro und Diorit im selben Feld des Streckeisen-Diagramms. Der
diagnostische Unterschied liegt hier im Anteil der mafischen Gemengteile:
43
• Basalt: M >35 und somit dunkler (SiO2 <53 Gew.-% )
• Andesit: M <35 und somit heller ( SiO2 >53 Gew.-%).
Andesite sind meist porphyrisch ausgebildet mit Einsprenglingen von Plagioklas und Hornblende. Hinzu
können Pyroxen und Biotit kommen. Die Grundmasse ist feinkörnig bis dicht. Die Färbung ist ein mittel- bis
hellgrau, rot oder grünlich. Andesite finden sich typischerweise über Subduktionszonen, sehr verbreitet im
zirkumpazifischen Raum. Die Schmelzen bilden sich in komplizierten Vorgängen im Zuge von Subduktion.
Großvolumige Vorkommen gibt es an Aktiven Kontinenträndern.
Die größten kontinentalen Basaltablagerungen bilden die Plateaubasalte des Columbia-River Gebiets in
Nordamerika, Dekkan in Indien und die Sibirischen Basalte. Entlang der Mittelozeanischen Rücken umfasst
Island mit 103.000 km2 ein großteils basaltisches Areal. Die ozeanische Kruste ist aus Basalt, Dolerit und
Gabbro aufgebaut. Mit über 9 km Höhe vom Meeresboden bis zum Gipfelkrater des Kileauea bildet Hawaii
den höchsten Berg der Erde. In Europa ist der Vogelsberg neben dem Cantal (Massif Central, Frankreich)
der größte tertiäre Basaltkomplex.
Granit
Granit ist ein mittel- bis grobkörniger, richtungslos-körniger, normalerweise recht heller Plutonit. Er besteht
hauptsächlich aus Quarz, Alkalifeldspat und Plagioklas zu ungefähr gleichen Teilen. Untergeordnet kommt
meist Biotit hinzu. Neben Biotit kann auch Muskovit auftreten. Solche Granite heißen dann ZweiGlimmergranite. Sie entstehen durch teilweise Aufschmelzung (Anatexis) der kontinentalen Kruste (S-TypGranite, S von 'sedimentary', ein Hinweis auf das sedimentäre Ausgangsgestein, welches aufgeschmolzen
wurde). Die Anatexis kontinentaler Kruste ist der häufigste Vorgang der Granitbildung. Daneben gibt es aber
auch die Möglichkeit, granitische Schmelzen durch Differenzierung aus basischeren Schmelzen über
Subduktionszonen zu erzeugen (I-Typ-Granite, I von 'igneous'; Muskovit-freie Granite bzw. meist
Granodiorite). Biotit und Muskovit sind meist idiomorph, Feldspäte hypidiomorph bis idiomorph und Quarz
xenomorph ausgebildet. Große idiomorphe Alkalifeldspäte können dem Gestein ein porphyrisches Gefüge
verleihen. Granite und Granodiorite sind die häufigsten Plutonite der kontinentalen Kruste (90-95 %). Sie
sind in allen Gebirgen häufig.
Der Begriff Granitoid ist ein Sammelbegriff für plutonischen Gesteine mit 20-60 % Quarzanteil an den
hellen Gemengteilen (= granitische Gesteine i.w.S.).
Technische Verwendung: Aufgrund oft senkrecht aufeinanderstehender Kluftsysteme werden die Granite als
Naturwerksteine, Pflastersteine oder sonstige Ornamentsteine verwendet. An granitoide Gesteine sind viele
wichtige hydrothermale Lagerstätten (Cu, Mo, Sn, U etc.) gebunden. Feinkörnige, granitische Ganggesteine
werden Aplite genannt, sehr grobkörnige Pegmatite.
Rhyolith
Rhyolith ist das vulkanische Äquivalent zum Granit. Er ist ein heller, oft auch roter Vulkanit, der meist reich
an Quarz-Einsprenglingen ist. Es treten auch Plagioklas- und Alkalifeldspat-Einsprenglinge zusammen mit
Biotit (nie Muskovit) auf. Die Grundmasse ist mikrokristallin bis glasig, manchmal mit einem Fluidalgefüge,
da die rhyolithische Schmelze besonders zähflüssig ist. Der Glasanteil im Rhyolith ist oft erheblich, so gibt
es holohyaline (d.h. gänzlich aus Glas bestehende) Rhyolithe (Obsidian). Auch der blasig aufgeschäumte
Bimsstein hat meist eine rhyolithische Zusammensetzung. Rhyolithe entstehen wie Granite meist durch
Aufschmelzung der kontinentalen Kruste, vor allem im Bereich von aktiven Kontinenträndern.
Ignimbrite (von lat. ignis: Feuer, imber: Regen) sind pyroklastische Gesteine von meist rhyolithischer
Zusammensetzung. Sie bestehen aus mehr oder minder stark miteinander verschweißten Asche-, Glas-,
Gesteinsbruchstücken und Bimsfragmenten. Letztere als zusammengedrückte Komponenten sind typisch für
Ignimbrite (Flammengefüge). Ignimbrite sind Ablagerungen pyroklastischer Ströme, wie sie bei GlutwolkenEruptionen auftreten. Durch Explosion und plötzliches Freiwerden der in der zähen Schmelze gelösten Gase
entsteht eine hochmobile Suspension von heißen Gasen, Tropfen von Schmelze und Gesteinsmaterial, die
sich rasch hangabwärts bewegt, sich über große Areale ausbreiten kann und als Ignimbrit abgelagert wird.
In Europa treten sie verbreitet im spätkollisionalen Vulkanismus des variskischen Orogens auf (z.B.
Odenwald, Schwarzwald). Quarzporphyr ist eine alte Bezeichnung für entglaste Rhyolithe und lebt nur noch
in Lokalbezeichnungen fort (z.B. „Bozener Quarzporphyr“). Ihre technische Verwendung finden Rhyolithe
vor allem als Pflastersteine und Schotter.
44
Granodiorit, Tonalit
Der Granodiorit ist dem Granit ähnlich, enthält aber eine deutliche Vormacht des Plagioklases gegenüber
Alkalifeldspat. Tonalit enthält praktische keinen Alkalifeldspat und ist daher auch nie porphyrisch
ausgebildet. Als dunkle Gemengteile treten Biotit und Hornblende auf. Meist sind diese Gesteine ziemlich
hell.
Dazit
Der Dazit ist das vulkanische Äquivalent zum Granodiorit und Tonalit. Zu erkennen ist er häufig an
Plagioklas- und Quarz-Einsprenglingen, auch Biotit und Amphibol sind meist mit freiem Auge erkennbar.
Alkaligesteine
Alkaligesteine sind relativ selten. Nur rund 1,3 % der aufgeschlossenen Fläche aller Intrusivgesteine in
Europa werden von Alkaligesteinen eingenommen. Alkaligesteine mit Natriumvormacht sind
charakteristisch für Grabenbruchzonen und heißen Flecken (ozeanisch und kontinental). Alkaligesteine mit
Kaliumvormacht sind noch seltener und auf Kontinente beschränkt. Wenn Leucit in diesen Gesteinen das
Hauptmineral darstellt, wird der Mineralname als Präfix vor dem sonst üblichen Gesteinsnamen genannt
(z.B. Leucitphonolith, Leucittephrit). In Deutschland treten Alkaligesteine z.B. im Kaiserstuhl, im Hegau, im
Kirchheim-Uracher Vulkangebiet, im Odenwald (Katzenbuckel) und in der Vulkaneifel auf.
Alkaligesteine erscheinen vor allem im unteren Teil des Streckeisen-Diagramms sowie entlang der A-QSeite. Alkalifeldspat ist bei den leukokraten (d.h. hellen) Alkalimagmatiten oft der einzige Feldspat. Bei den
meso- und melanokraten (d.h. dunklen) Alkalimagmatiten kommt anorthitreicher Plagioklas hinzu. Bei SiO2Untersättigung treten die typischen Feldspatvertreter wie Nephelin (Na-Vormacht) oder Leucit (KVormacht) auf. Dunkle Gemengteile sind alkalische (Na-reiche) Pyroxene oder Amphibole und Fe-reiche
Biotite.
Alkalifeldspat-Granit
Alkalifeldspat-Granit besteht vorwiegend aus Alkalifeldspat, der oft durch feine eingeschlossene
Hämatitpartikel rötlich gefärbt ist. Dazu kommen Quarz (>20 %) und als dunkle Gemengteile Biotit und/oder
Na-Amphibol.
Syenit und Nephelin-Syenit
Syenit ist ein Plutonit, der hauptsächlich aus Alkalifeldspat besteht. Untergeordnet treten Biotit, NaAmphibol und/oder Na-Pyroxen auf. Quarz oder Nephelin kann in geringer Menge vorhanden sein. Liegt der
Nephelin-Gehalt über 10 % der hellen Gemengteile, so wird das Gestein Nephelin-Syenit genannt.
Syenite, deren Alkalifeldspäte regenbogenartig schillern werden auch Larvikite genannt.
Wichtige Vorkommen befinden sich im Oslo-Graben, in Südgrönland oder auf der Kola-Halbinsel. Seine
technische Verwendung findet der Syenit als Rohstoff für die Glasherstellung, in der Keramikindustrie und
als Ornamentstein.
Trachyt
Trachyt (von griech. trachys: rauh) ist das vulkanische Äquivalent zum Syenit. Er ist ein helles, dichtes bis
feinkörniges Gestein mit oftmals fluidal eingeregelten Sanidinen (trachytisches Gefüge), die auch als
Einsprenglinge auftreten können. In älteren Gesteinen zeigt der Sanidin meist perthitische
Entmischungslamellen. Foide, Pyroxen, Amphibol und Biotit können als weitere Einsprenglinge auftreten.
Ein Beispiel für einen Trachyt ist der Drachenfels bei Bonn, dessen Gestein zum Bau des Kölner Doms
verwendet wurde.
Phonolith
Phonolith (griech. phone: Klang, lithos: Stein) ist ein hellgrauer bis grünlicher oder bräunlicher Vulkanit. Er
ist das vulkanische Äquivalent zum Nephelin-Syenit. Das Gefüge ist dicht bis feinkörnig oder porphyrisch.
45
Als Einsprenglinge können Alkalifeldspat (Sanidin), Nephelin, Leucit und Mafite auftreten. Das Gestein
kann durch eingeregelte Sanidin-Tafeln ein Fließgefüge (Fluidalgefüge) aufweisen. Häufig zeigen
Phonolithe eine dünnplattige Absonderung im Aufschluß. Diese dünnen Platten klingen beim Anschlag mit
dem Hammer auffallend (daher der Name). Die phonolithische Lava ist ausgesprochen zähflüssig und bildet
daher häufig Staukuppen aus. Vorkommen finden sich im Hegau, im Odenwald und im Kaiserstuhl.
Tephrit
Tephrite sind Alkaligesteine mit An-reichem Plagioklas (An 50-70) als vorherrschende Feldspatart, dazu
kommen untergeordnet Alkalifeldspäte. Als K-betonte Magmatite führen sie oft auch Leucit. Einsprenglinge
sind meist Augite, seltener auch Olivin, Plagioklas oder Foide.
Beispiele: Der Kaiserstuhl des Oberrheingrabens besteht zum größten Teil aus Leucittephriten mit
unterschiedlichen Mengen an Olivin und Leucit. Die typischen Leucittephrite bestehen aus etwa 30-40 Vol% Augit, 6 % Titanomagnetit und 55-65 % Plagioklas, Alkalifeldspat und Leucit, wobei meist der Plagioklas
gegenüber den anderen hellen Mineralen überwiegt. Die oben erwähnten Phonolithe treten als Stöcke und
Gänge begleitend auf. Eine Karbonatitintrusion gehört zu den jüngsten Bildungen. Karbonatite sind
besonders selten, extrem SiO2-arme Magmatite, die fast ausschließlich aus Karbonatmineralen (Kalzit,
Dolomit) bestehen.
Basanit
Der Basanit ist im eigentlichen Sinne ein foidführender Alkali-Olivinbasalt und unterscheidet sich vom
Tephrit durch > 5 % normativem Nephelin und > 10% Olivin. Es handelt sich um einen dunklen Vulkanit.
Als eine Varietät des Basanits ist in unserer Sammlung ein Limburgit vertreten. Dies ist eine
Lokalbezeichnung (nach der Typlokalität Limburg/Kaiserstuhl) für einen Nephelinbasanit mit einer glasigen
Grundmasse (Hyalobasanit) und Einsprenglingen von Ti-Augit. Als weitere Einsprenglinge können Olivin
und Erzminerale auftreten. Oft liegen viele Blasenhohlräume (z.T. sekundär verfüllt, z.B. mit Kalzit) vor
46
II. 8 BESTIMMUNGSSCHLÜSSEL
GESTEINE
FÜR
MAGMATISCHE
Da die Bestimmung der Magmatite im Handstück wegen der nicht immer eindeutig bestimmbaren
Gemengteile vor allem bei den Vulkaniten schwierig sein kann, hier das Wichtigste noch einmal in Form
eines Bestimmungsschlüssels:
1. Frage: Handelt es sich um einen Plutonit oder Vulkanit?
Kriterium: Plutonite und Vulkanite werden nach dem Gefüge unterschieden:
Plutonite: mittel- bis grobkörnig, die einzelnen Minerale sind erkennbar. Gefüge richtungslos, gelegentlich
Fluidalgefüge. Keine Blasenhohlräume, kein Glas (holokristallin).
Besondere Gefüge, die namensgebend für ein Gestein sind:
Porphyrisches Gefüge: große idiomorphe bis hypidiomorphe Kristalle schwimmen in einer fein- bis mittelkörnigen Masse.
Pegmatitisches Gefüge: riesenkörnig, d.h. Größe der Mineralkörner mindestens mehrere Zentimeter.
Aplitisches Gefüge: feinkörnig, oft keine dunklen Gemengteile, nur Feldspat und schlecht erkennbarer Quarz.
Vulkanite: sehr feinkörnig bis dicht (d.h. Einzelbestandteile mit dem bloßen Auge nicht auflösbar) oder
glasig, oft porphyrisch (d.h. Einsprenglinge in einer feinkörnigen bis dichten oder glasigen Grundmasse). Es
treten oftmals Blasenhohlräume oder ein Fluidalgefüge auf.
Besondere Gefüge, die namensgebend für ein Gestein sind:
Porphyrisches Gefüge: große Kristalle schwimmen in dichter bis glasiger Matrix.
Ignimbritisches Gefüge: verschweißtes pyroklastisches Gestein, Ignimbrit,
aus Asche und flachgedrückten Bimssteinfragmenten (Flammengefüge).
Melaphyr oder Mandelstein: Namensgebend sind die Blasenhohlräume, die durch Quarz, Kalzit (CaCO3)
oder andere Minerale sekundär (nachträglich) ausgefüllt sind. Die meisten Melaphyre haben basaltische
Zusammensetzung.
Bimsstein: Das Gestein besteht fast nur aus Blasenhohlräumen, die durch dünne, glasige Wände voneinander
getrennt sind. Bimsstein ist meist rhyolithisch.
Obsidian: Das Gestein besteht ausschließlich aus Glas, ist meist schwarz bis dunkelgrün und zeigt
muscheligen Bruch. Obsidiane haben meist rhyolithische Zusammensetzung.
2. Frage: Handelt es sich um ein saures oder basisches Gestein?
Um eine erste Beurteilung über ein Gestein abzugeben, egal ob es nun ein Vulkanit oder Plutonit ist, kann
der Farbeindruck bestimmt werden. Achtung: Er gibt jedoch nur einen groben Anhalt über die mineralogische oder chemische Zusammensetzung!
Kriterium: Dunkle Gesteine weisen einen hohen Anteil an dunklen, also mafischen, Gemengteilen auf. Dann
spricht man von melanokraten Gesteinen, entsprechend handelt es sich um ein eher basisches Gestein. Helle
Gesteine weisen einen hohen Anteil an hellen, also felsischen, Gemengteilen auf. Dann handelt es sich um
leukokrate Gesteine, die meist eher sauer (mit Quarz) oder intermediär (ohne Quarz) sind.
Eine erste Hilfe leistet dabei das Schema nach Rösler (Abb. 2.13). Es bietet eine erste Möglichkeit, über die
Mineral-Zusammensetzung das Gestein zu bestimmen. Die korrekte Bestimmung des Gesteins erfolgt über
das Streckeisen-Diagramm.
Eine Fehlerquelle durch die Farbeinschätzung besteht vor allem bei gabbroiden oder dioritischen Gesteinen.
So kann ein Gabbro mit einem hohen Anteil an (hellen) Plagioklasen fälschlicherweise als intermediäres
Gestein angesprochen werden, oder umgekehrt kann ein Diorit sehr dunkel erscheinen. Obsidian ist ein
schwarzes Glas, jedoch rhyolithischer bis dazitischer Zusammensetzung.
3. Frage: Um welches Gestein handelt es sich bei dem Handstück?
47
Kriterium: Die Bestimmung der Gesteine erfolgt über das Streckeisen-Diagramm (Abb. 2.17). Dabei werden
nur die hellen Minerale (Quarz, Felspäte, Foide) berücksichtigt.
Die Gesteine, die im Streckeisen-Diagramm links und oben stehen (saure Gesteine, SiO2-reich und MgOarm), sind heller als die Gesteine rechts und unten (basische Gesteine, SiO2-arm und MgO-reich).
Die wichtigsten Gesteine und ihre charakteristischen Eigenschaften
Plutonite können, da sie grobkörnig sind, mit Hilfe des Streckeisen-Diagramms bestimmt werden. Bei den
Vulkaniten hilft uns die Erfahrung weiter, welche Einsprenglinge und Gefügemerkmale gewöhnlich auftreten.
Granit: Deutlicher Quarzanteil: >20 % der hellen Gemengteile (siehe Streckeisen-Diagramm), beide
Feldspäte (Alkalifeldspat und Plagioklas) sind anwesend. Dazu Biotit, evtl. Muskovit.
Diorit: Plagioklas ist einziger Feldspat. Kein oder sehr geringer Quarz-Gehalt. Dunkler Gemengteil (~ 30 %)
ist vor allem Hornblende, außerdem können Biotit oder Pyroxen auftreten.
Gabbro: Plagioklas ist einziger Feldspat. Dunkler Gemengteil ist Pyroxen; ± Fe-Oxide, ± Olivin.
Hornblende kommt normalerweise nicht vor.
Peridotit: mittel- bis grobkörnig, schwarz bis dunkelgrün. Mineralbestand: im wesentlichen Olivin und
Pyroxen. (Die Olivine sind jedoch häufig teilweise in Serpentin umgewandelt und das Gestein bekommt
einen fettigen Glanz. Serpentinite sind aber metamorphe Gesteine.)
Dunit ist eine Variante des Peridotits, die zu über 90 % aus Olivin besteht und deshalb auffallend grün ist.
Syenit: Ein heller bis rötlicher Plutonit, der hauptsächlich aus Alkalifeldspat besteht. Untergeordnet treten
auf: Biotit, Amphibol. Quarz oder Nephelin kann vorhanden sein. Steigt der Anteil des Nephelins auf über
10 %, wird das Gestein Nephelin-Syenit genannt.
Rhyolith: Heller, oft auch roter Vulkanit mit Quarzeinsprenglingen. Alkalifeldspateinsprenglinge sind
häufig. Die Grundmasse zeigt oft ein Fluidalgefüge.
Andesit: In der Färbung steht der Andesit zwischen den Rhyolithen und den Basalten. Meist ist er
porphyrisch mit Einsprenglingen von Plagioklas und Hornblende, ± Pyroxen, ± Biotit.
Basalt: Dunkelgrau bis schwarz. Oft dicht; ist er porphyrisch, kommen Pyroxen oder Olivin als Einsprenglinge vor. Das Gestein kann massig oder schlackig sein oder Blasenhohlräume aufweisen.
Trachyt: Durch ein trachytisches Gefüge gekennzeichnet, d.h. fluidal eingeregelte Sanidin-Tafeln.
Amphibol und Biotit können als Mafite vorkommen.
Phonolith: Hellgraues bis grünliches oder bräunliches Gestein. Als Einsprenglinge können auftreten:
Alkalifeldspat (Sanidin), Nephelin, Leucit, Amphibole.
.
Kursfragen "Magmatische Gesteine"
In welchen geotektonischen Positionen entstehen Magmen? Zeichnen Sie eine kurze Skizze!
In welchen tektonischen Positionen entstehen Alkalimagmatite?
Was sind primäre Schmelzen, wie entstehen sie?
Charakterisieren Sie kurz das Gefüge der verschiedenen Gesteinstypen und geben Sie jeweils ein Beispiel!
Welche Gesteine entwickeln sich bei der Differentiation von kalk-alkalischen Schmelzen? Zeigen Sie den
Trend anhand des Streckeisen-Diagramms. Wie werden subalkalische und alkalische Magmatite
voneinander getrennt? Welche magmatischen Trends lassen sich daraus ableiten? Nennen Sie jeweils 4
typische Gesteine.
Durch welche Merkmale lassen sich Plutonite von Vulkaniten unterscheiden?
Nach welchen Kriterien unterscheidet man die Magmatite?
Welche Mineralzusammensetzung besitzt ein Granit, Basalt, Andesit, Diorit und Syenit?
Was ist ein Peridotit?
Wie werden ultramafische Gesteine klassifiziert?
48
III. SEDIMENTGESTEINE
III.1 ALLGEMEINES
Es gibt mehrere Möglichkeiten, die zur Bildung von Sedimenten führen können:
• Durch physikalische (Wind, Wasser, Eis, Sonneneinstrahlung) oder chemische (Lösung durch
Wässer) Verwitterung der Gesteine, den Abtransport der entstandenen Komponenten und die
Absetzung an einem anderen Ort (klastische Sedimente).
• Durch chemische oder biochemische Ausfällung von in Lösung befindlichen Ionen (chemische
Sedimente).
• Durch Anhäufung von biogenem Material wie z.B. Bivalven- und Gastropodenschalen,
Crinoidenglieder, planktische und bentische Einzeller, Knochen und Schuppen (organogene bzw.
biogene Sedimente).
Tab. 3.1: Großgruppen von Sedimentgesteinen.
Klastische
Sedimentgesteine
Chemische
Sedimentgesteine
Organogene
Sedimentgesteine
'Trümmergesteine'. Überwiegend mechanische Anhäufung von Gesteinsfragmenten und Einzelkörnern.
Produkt von überwiegend physikalischer Verwitterung
Aus Lösungen ausgefällt
(teilweise mit klastischem Anteil)
Vorwiegend aus Organismenresten aufgebaut
(teilweise mit klastischem Anteil)
z.B. Konglomerat,
Sandstein
z.B. Salzgesteine
z.B. Riffkalk,
Kohle
Sedimentgesteine (Sedimentite) entstehen durch Verfestigung und Zementation von Sedimenten (LockerSedimente) wie Ton, Sand, Kalkschlämmen oder Kieselschlämmen. Dieser Prozess wird Diagenese genannt.
Die wichtigsten Prozesse, die während der Diagenese ablaufen, sind:
•
•
•
Die Verkleinerung der Porenraumes bzw. der Porosität (welcher in frischen Sedimenten nicht selten
über 50 Vol. %, in Tonen bis zu 90 Vol. % betragen kann), auch Setzung oder Kompaktion
genannt. Dies führt zum Austreiben von Formationswässern (das sind solche Wässer, die während
der Ablagerung der Sedimente im Porenraum verblieben sind und somit das Wasser des
Ablagerungsmilieus wiederspiegeln). Da der Porenraum nur in äußerst seltenen Fällen vollständig
verdichtet wird, zirkulieren in Sedimentpaketen in fast allen Fällen Lösungen, welche mit gelöstem
Material aus den Sedimenten angereichert sind („brines“).
Die Fracht dieser Lösungen kann an anderen Orten ausgefällt werden und somit die Partikel des
Sedimentes „verkitten“ (Zemetation). Aufgrund der hohen Mobilität von Kalzit und Aragonit
(CaCO3) wird der Porenraum in Kalkgesteinen sehr schnell verfüllt (zementiert), der verfestigte
Kalkstein wird durch spätere Kompaktion kaum noch zusammengedrückt. In Tonen hingegen findet
kaum frühe Zementation statt und die Verfestigung erfolgt über Kompaktion, und damit
Volumenverlust. Deshalb sind Fossilien in Tonsteinen oft stark zusammendrückt, in reinen Kalken
dagegen kaum. Fossilien, wie Sedimentpartikel verändern durch Drucklösung ihre Form.
Mineralneubildungen führen zur weitgehenden Verfüllung der Poren.
Drucklösung: Die Löslichkeit von festem Material im lockeren Verbund (Sediment) ist bei
wassergefülltem Porenraum an den Stellen am größten, an denen sich die Sedimentpartikel berühren.
Die Löslichkeit steigt hierbei mit zunehmendem Druck. Die gelösten Minerale können an anderer
Stelle wieder ausgefällt werden und so das Sediment zementieren (Abb. 3.1).
49
Abb. 3.1: Unter erhöhtem Auflastdruck durch Kompaktion ändern sich die Kornformen durch
Drucklösung, der Porenraum wird verringert und der Porendruck wird erhöht (aus Markl, 2008).
Die thermische Obergrenze der Diagenese liegt bei ca. 200 °C. Bei höheren Temperaturen sprechen wir von
Metamorphose. Der Übergang von Diagenese zu Metamorphose ist fließend und wird weniger von
Mineralneubildungen, sondern durch Mineralumbildungen, z.B. von Tonmineralen, dominiert, die im
Handstück nicht erkennbar sind. Erst über etwa 300 °C werden in großem Umfang Minerale neu gebildet.
Darüber hinaus werden Sedimentgesteine nach Mineralbestand, Korngröße, Gefüge und Fossilinhalt
charakterisiert. Aus diesen Merkmalen können Rückschlüsse auf die Bildungsbedingungen gezogen werden:
Korngröße, -form und Mineralbestand klastischer Sedimente geben Auskunft über die
Verwitterungsbedingungen, die Transportart und die Transportweite:
• aufgrund chemischer Instabiliät verschwinden mafische Minerale und Feldspäte
• gut spaltbare Minerale zerfallen durch mechanische Zerstörung (besonders effizient bei
Eissprengung)
• mit zunehmender Transportweite nimmt die Korngröße durch Abrieb ab.
Folglich reichern sich Quarz (aber auch sogenannte Seifenminerale, d.h. Minerale, die chemischphysikalisch stabil sind und eine hohe Dichte besitzen: z.B. Granat, Magnetit, Gold, Diamant etc.) an. Der
Transport führt auch zu einer zunehmenden Rundung der Körner; die beste Rundung beobachtet man in
Wüstensanden, die durch Wind vielfach umgelagert werden. Der Grad der Sortierung wird eher durch die
Gleichmäßigkeit der Transportbedingungen gesteuert und ist nicht primär von der Korngröße abhängig:
Hangschutt an steilen Bergflanken ist zwar sehr grobkörnig, aber in der Regel dennoch gut sortiert. Die
Kornrundung gibt Auskunft über den Grad der texturellen Reife eines klastischen Sedimentgesteins,
während der Anteil chemisch und mechanisch instabiler Minerale den Grad der kompositionellen Reife
bestimmt.
Das Gefüge (z.B. Schrägschichtung, siehe später) gibt Auskunft über physikalische
Ablagerungsbedingungen. Fossilien können Auskunft über ökologische Verhältnisse geben und so die
Rekonstruktion des Ablagerungsmilieus ermöglichen, z.B. marin oder terrestrisch, oder auch die
Ablagerungstiefe (Faziesfossilien). Sogenannte Leitfossilien ermöglichen die Altersdatierung des
Sedimentgesteins.
50
III.2 KLASTISCHE SEDIMENTGESTEINE
Klastische Sedimentgesteine stellen die häufigste Sedimentgesteinsgruppe dar. Ihr Ausgangsmaterial sind
verschiedene Produkte der Verwitterung:
Verwitterungsreste: In erster Linie Quarz, da dieses Mineral in vielen Ausgangsgesteinen verbreitet ist und
sowohl mechanisch (keine Spaltbarkeit) als auch chemisch (schlechte Wasser-Löslichkeit) schwer angreifbar
ist. Dies gilt auch für bestimmte Schwerminerale (Dichte >2,9 g/cm³) wie z.B. Zirkon, Turmalin und Rutil.
In ariden (d.h. trockenen, wüstenhaften und periglazialen) Klimaten und bei kurzer Zeitspanne zwischen
Abtragung und Ablagerung kommen auch Feldspäte und Glimmer (meist Muskovit) vor. Bei lokaler
Ablagerung in einem steilen Relief und fehlender Zeit für chemische Verwitterung kann das neu gebildete
klastische Sediment fast die gleiche Zusammensetzung wie die des Ausgangsgesteins aufweisen (z.B. eine
Arkose mit 60 % Feldspat als Verwitterungsprodukt eines Granits).
Verwitterungsneubildungen: Tonminerale (z.B. Montmorillonit und Kaolinit), die aus der chemischen
Verwitterung von z.B. Feldspäten entstehen:
2 KAlSi3O8 (Orthoklas) + 2 H2O  Al2(OH)4Si2O5 (Kaolinit) + K2O + 4 SiO2
Tonminerale sind äußerst feinblättrige Schichtsilikate und daher in ihrer Struktur den Glimmern verwandt.
Sie weisen oft eine Korngröße von < 2 µm auf. Sie haben die Fähigkeit, Wasser zu binden und dabei zu
quellen. (Erde besteht i.W. aus Tonmineralen und organischer Substanz und ist so ein hervorragender
Wasserspeicher für pflanzliches Leben).
Klassifikation von Klastika: Unterteilt werden die klastischen Sedimente nach der Korngröße (DIN 4022)
von grob nach fein in Psephite, Psammite und Pelite (Abb. 3.2; Eselsbrücke: von fein nach grob in
alphabetischer Reihenfolge).
Abb. 3.2: Klassifikation klastischer Gesteine (a) nach von Engelhardt (1953), (b) nach DIN 4022 von
1995.
51
Psephite
Psephite (von griech. psephos: Geröll, Brocken) sind grobklastische Gesteine mit Korngrößen über 2 mm.
Sie sind meist schlecht sortiert, d.h. es treten Partikel ganz verschiedener Größe auf. Die großen Partikel
werden Komponenten oder Klasten genannt. Die feineren Partikel dazwischen bilden die Matrix (oder
Bindemittel, nicht zu verwechseln mit der „Grundmasse“ magmatischer Gesteine). Psephite werden anhand
der Form ihrer Komponenten klassifiziert, welche die Ablagerungsbedingungen wiederspiegeln
Tabelle 3.2: Komponenten und ihre Interpretation
Komponenten
Lockersediment
Festgestein
Transport
gerundet
Kies, Schotter
Konglomerat
eckig
teilweise gerundet,
schlecht sortiert
kantengerundet,
schlecht sortiert
kantengerundet - gerundet,
gradiert
z.B. Hangschutt
Moräne
Brekzie (Breccie)
Tillit
Fluß, Bach,
Brandung
wenig Transport
Gletscher
Schuttfächer
Fanglomerat
Turbiditschüttung
Grauwacke
z.B. aride
Schwemmfächer
submariner
Trübestrom
Wichtige Beispiele:
Konglomerat: Konglomerate (von lat. conglomerare: zusammenhäufen) sind grobkörnige, verfestigte
Trümmergesteine, die aus Geröllen größer als 2 mm Durchmesser und einem feineren Bindemittel bestehen.
Die Komponenten sind stets gerundet und haben im Fall einer guten Rundung einen Transportweg hinter
sich, der je nach Abrollhärte wenige km (mergeliges Bindemittel) bis viele 100te von km (quarzitisches
Bindemittel) beträgt. Konglomerate, deren Komponenten nur aus einer Gesteinsart bestehen, werden
monomikt und solche mit Komponenten aus mehreren Gesteinsarten polymikt genannt. Die Analyse der
Art und Verteilung der einzelnen Komponenten eines Konglomerats gibt Aufschluss über das Liefergebiet.
Konglomerate, deren Komponenten sich gegenseitig berühren, werden komponentengestützt, solche, bei
welchen die Matrix vorherrscht und die Gerölle einander nicht berühren, werden matrixgestützt genannt.
Vorsicht bei der Berurteilung eines 3-dimensionalen Körpers. Schnitteffekte können hier zu einem falschen
Eindruck führen.
Brekzie: Brekzien (von ital. breccia: Geröll) sind grobklastische Gesteine, die sich aus kantigen, eckigen
Gesteinsbruchstücken zusammensetzen. Da wenig oder kein Transport die Gesteinstrümmer sortiert hat,
können ganz verschiedene Komponentengrößen miteinander vorkommen. Eine Matrix ist häufig erst
sekundär entstanden, etwa durch Einschwemmung feiner Partikel oder Ausfällung aus Lösungen. Die zeigt
sich an einer meist hohen Porosität. Die meisten Brekzien sind Produkte der physikalischen
Gesteinsverwitterung, wie Hangschuttbrekzien oder Höhlenbrekzien. Sie können aber auch infolge der
Auflösung leichtlöslicher Gesteine wie Salz und Gips durch das Einbrechen des Nebengesteins in Dolinen
entstehen (Kollaps-oder Lösungsbrekzie). Der Ausdruck 'Brekzie' ist jedoch nicht nur auf den sedimentären
Bereich beschränkt. So wird auch von tektonischen Brekzien, vulkanischen Brekzien (z.B. Schlotbrekzien
oder Agglomerat) oder Meteoritenbrekzien (= Suevit, Nördlinger Ries) gesprochen.
Fanglomerat: Fanglomerate (Kunstwort aus engl. fan: Fächer und Konglomerat) sind die verfestigten
Gesteine von Schuttfächern arider Klimagebiete, in denen der Abtragungsschutt von Gebirgen durch
temporäre Flussläufe abgelagert wird. Die Flüsse arider Klimabereiche führen nur nach
Starkregenereignissen Wasser. Diese zeitlich begrenzten Flutereignisse räumen den im Flussbett angehäuften
Schutt aus und lagern ihn beim Verlassen der Berge in Schuttfächern ab. Eine Sortierung nach der
Korngröße ist meist nicht vorhanden. Die Gerölle sind wegen der geringen Transportweite und des
Transports in dichter Suspension schlecht gerundet bis kantengerundet. Die feineren Partikel der Suspension
(meist Tonminerale und Quarzkörner) zementieren den Schuttfächer. Klastische Sedimente des ariden,
52
terrestrischen Bereiches zeichnen sich häufig durch intensive Rotfärbung aus. Die Farbe rührt von Hämatit
(Fe2O3) her, da das im Gestein vorhandene Eisen oxidiert wird. In manchen Handstücken können zwei oder
mehrere Flutereignisse aufgrund einer Schichtgrenze mit plötzlichem Wechsel der Korngröße der Gerölle
erkannt werden. Fanglomerate kommen z.B. im Rotliegenden des Schwarzwalds vor.
Grauwacke: Grauwacken sind subaquatisch abgelagerte Sandsteine und Arkosen, die auch
Gesteinsfragmente (>2mm) enthalten. Die Gesteinsfragmente sind eckig bis kantengerundet. Grauwacken
werden typischerweise an den Hängen aktiver, aber auch passiver Kontinentränder abgelagert. Die
Sedimentumlagerung wird durch eine Destabilisierung der Schelfkante ausgelöst, durch die klastisches
Material hang abwärts zu rutschen beginnt. Bei langsamem Transport durch Hangabwärtskriechen (mass
flow) wird eine Sortierung unterdrückt. Am Kontinenthang bleiben meist nur die gröberen Anteile liegen.
Bei schnellerem Abrutschen entstehen Suspensionsströme (Turbiditströme bzw. Trübeströme), die bis zu ca.
80 km/h schnell werden und das Sediment gut durchmischen und sortieren. Die Ablagerung der Suspension
erfolgt durch gravitative Absaigerung nach der Korngröße sortiert (normale Gradierung). Unten liegen die
gröberen Partikel, nach oben wird das Schichtpaket immer feinkörniger. Eine Turbidit-Sequenz wird oft von
der Hintergrundsedimentation (Tonsteine, Mergel) bedeckt. An der Basis finden sich häufig Sohlmarken
(Strömungsmarken, Belastungsmarken, siehe Sedimentstrukturen). Die vollständige Abfolge einer marinen
Turbidit-Sequenz (Bouma-Zyklus) wird typischerweise auf dem Kontinentfuß, oft Zehner von km vom
Liefergebiet entfernt in großer Wassertiefe angetroffen und ist etwa 20 bis 100 cm mächtig. In noch größerer
Entfernung fehlen die gröberen Anteile A und B des Bouma-Zyklus.
Abb. 3.3: Vollständige Bouma-Sequenz eines Turbidites (Nachgezeichnet nach Füchtbauer 1988).
Psammite
Namensgebung: griech. psammos = Sand; deutscher Ausdruck: Sandsteine. Sandsteine bestehen aus
Komponenten (meist Quarzkörnern) und einem Bindemittel, das die einzelnen Komponenten zusammenhält.
Nach der Art dieses Bindemittels werden Sandsteine unterschieden in:
Toniger Sandstein: Das Bindemittel besteht i.W. aus Tonmineralen. Ein tonig gebundener Sandstein ist
daher weich, d.h. mit einem Nagel oder dem Taschenmesser ritzbar, außerdem sandet er sehr leicht ab. Ein
bekanntes Beispiel eines tonigen Sandsteins ist der süddeutsche Schilfsandstein. Er stellt eine
Rinnenablagerung in einem weiträumigen verzweigten Flusssystem der Keuper-Zeit (Obere Trias) dar. Als
leicht zu bearbeitender Sandstein findet er Bedeutung als Baustein.
Kieseliger Sandstein: Das Bindemittel besteht i.W. aus SiO2 (Kieselsäure in Form von Quarz). Die
Kieselsäure stammt aus den Sandkörnern selbst, sie geht durch Drucklösung ins Porenwasser und scheidet
sich in den Korn-Zwischenräumen wieder ab. Ein kieselig gebundener Sandstein ist sehr hart, frische
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Bruchflächen glänzen und er zeigt meist eine gleichmäßige Körnung. Sehr reine Quarzsande (mit deutlich
über 90 % Quarz) finden sich vor allem in Küstenbereichen und zeigen einen weiten Transportweg bzw. die
lang andauernde Bewegung durch Wellen an. Der süddeutsche Rhätsandstein in der obersten Trias ist eine
solche Küstenablagerung.
Kalkiger Sandstein: Das Bindemittel besteht i.W. aus Kalzit (CaCO3). Der Kalzit stammt oft aus
diagenetisch aufgelösten Kalkschalen von Organismen, z.B. Muscheln oder Schnecken. Er ist meist weiß,
und braust mit verdünnter Salzsäure, d.h. das bei folgender Reaktion entstehende Kohlendioxid entweicht
unter heftiger Blasenbildung:
CaCO3 + 2 HCl ↔ CO2 + H2O + CaCl2
Da die Bezeichnung 'Sandstein' nur die Korngröße, nicht aber die Zusammensetzung definiert, könnten auch
ausschließlich klastische kalkige Partikel die Komponenten darstellen. Ein derartiges Gestein wird jedoch als
Kalkarenit (ital. arena: Sand) bezeichnet. Bei einem Komponentengemisch aus Kalkkörnern und
Quarzkörnern spricht man am besten von einem Kalksandstein (Überbegriff). Falls Sandsteine Kalkkörner
enthalten, besteht das Bindemittel praktisch immer aus Kalzit. Als süddeutsches Beispiele sind die
Sandsteine der unteren und oberen Meeresmolasse (Tertiär) zu nennen.
Quarzkörner sind zwar bei weitem die wichtigsten Komponenten von Sandsteinen, aber nicht die einzigen:
Muskovit: Tritt in einem Sandstein Muskovit (Hellglimmer) als Komponente auf (helle, glänzende Blättchen
auf den Schichtflächen), so sprechen wir von einem glimmerführenden Sandstein. Biotit kommt aufgrund
seiner höheren Verwitterungsanfälligkeit meist nicht vor. Die klastischen Glimmer sind stets größer als die
Quarzkörner, da die dünnen Glimmerblättchen aufgrund der großen Oberfläche den kleineren Quarzkörnern
hydraulisch äquivalent sind, d.h. zusammen mit dem Quarz transportiert bzw. abgelagert werden.
Feldspäte: Kommen über 25 %Feldspäte in einem Psammit vor, so wird das Gestein Arkose genannt. Das
Vorkommen von Arkosen zeigt einen relativ kurzen Transportweg und einen niedrigen Grad an chemischer
Verwitterung an. Arkosen sind kompositionell unreife Sedimente. Bei Feldspatgehalten zwischen 25 und 10
% spricht man von einer Subarkose. Der Stubensandstein des Keupers ist ein Beispiel für eine Arkose oder
einen feldspatführenden Sandstein. In unserem heutigen Klima ist der Feldspat nicht verwitterungsbeständig
und wandelt sich in Tonminerale um.
Glaukonit: Glaukonit ist ein den Glimmern ähnliches Phyllosilikat mit der Formel
K(Mg,Fe,Al)2[Si4O10](OH). Das Mineral ist grün (griech. glaukos = blau/grün) und tritt meist in Form runder
Körnern auf. Ein Psammit, in dem neben Quarz auch Glaukonit als Komponente vorkommt, wird
Glaukonitsandstein genannt. Glaukonit entsteht typischerweise im warmen, flachmarinen Schelfgebieten in
wenig bewegtem Wasser und ist daher ein wichtiger Faziesanzeiger für marine Transgressionsflächen. In
Süddeutschland gibt es solche Gesteine in der Oberen Meeresmolasse im Bodenseegebiet. Weitere Beispiele
gibt es in Kreideablagerungen des Helvetikums und des Münsterlandes sowie im mittleren Tertiär der
Dolomiten. Glaukonit ist die einzige Mineralneubildung im sedimentären Bereich. Meist entsteht das
Mineral durch diagenetische Prozesse, es kann unter speziellen Bedingungen auch synsedimentär
(Hungersedimentation) gebildet werden.
Pelite
Psephite und Psammite bestehen ganz überwiegend aus Verwitterungsresten. Bei den Peliten (griech. pelos:
Schlamm) gewinnen die Verwitterungsneubildungen (Tonminerale) an Bedeutung. Pelite entziehen sich
durch ihre Feinkörnigkeit der genauen Mineralbestimmung mit makroskopischen Mitteln.
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Tonsteine bestehen vor allem aus Tonmineralen und Quarz. Sie sind äußerst feinkörnig (Korngröße < 2 µm),
meist dunkel, auch grau oder rötlich und sind sehr weiche Gesteine (meist mit dem Fingernagel ritzbar). Bei
ausgeprägt lagiger Absonderung, engständiger Schichtung, kann auch die Bezeichnung Schieferton
gebraucht werden. (Vorsicht: Schieferton darf nicht mit Tonschiefer, einem metamorphen Gestein,
verwechselt werden!). Die Feinschichtung der Schiefertone ist ein Hinweis für eine ruhige Sedimentation
und das Fehlen von Bioturbation, d.h. Durchwühlung des Sediments durch Organismen. Es gibt aber auch
völlig homogene Tonsteine ohne Sedimentstrukturen. Eventuelles Vorhandensein von Silt erkennt man am
Knirschen zwischen den Zähnen. Unverfestigter Ton ist plastisch, knetbar, speckig glänzend und wird an der
Sonne durch Austrocknung äußerst hart (siehe Sedimentstrukturen: Trockenrisse, Tongallen).
Siltstein: Durch die Korngröße >2 µm (siehe Korngrößentabelle Abb. 3.2) fühlt sich das Gestein schwach
'sandig oder staubig' an und zeigt im Gegensatz zum Tonstein nie glatte, sondern unregelmäßige matte
Bruchflächen. Siltsteine bestehen ebenfalls überwiegend aus Quarzkörnern und Tonmineralen, wobei Quarz
vorherrscht.
Löß: Der Löß ist ein eiszeitlicher, lockerer, äolischer Silt, der aus rund 70 % Quarz/Feldspat, 20 % Kalzit
(Salzsäure-Probe!) und 10 % Glimmer und Tonmineralen besteht. Löß entsteht durch Auswehung
feinklastischen Materials aus dem pflanzenlosen schuttreichen Vorland großer Inlandeismassen, von denen
starke Winde herunterwehen. In einiger Entfernung lässt die Windgeschwindigkeit nach. Vor Hindernissen,
wie etwa Bergketten, verwirbelt die lokale Windströmung und kann den Silt nicht mehr in Schwebe halten.
Der Silt wird bestens sortiert und in besonders lockerer Packung der eckigen Körner abgelagert. Löß ist
deshalb sehr porös und durchlässig (permeabel) für Wasser und Luft und bildet bei ausreichender
Feuchtigkeit die besten Böden (Vorbergzone des Oberrrheingebietes, Kaiserstuhl, Hildesheimer und
Magdeburger Börde, Fildern). Wegen der eckigen Form der Körner und des kalkigen Bindemittels an den
Berührungspunkten der Körner (siehe Drucklösung) ist der Löß standfest und bildet steile Wände. Da er aber
mechanisch leicht zu bearbeitet ist, werden in Lößwänden oft Kammern für Lagerzwecke angelegt. Aus dem
gleichen Grund wird aber durch Trittbelastung auf Kuhpfaden das empfindliche Gefüge des Lösses zerstört
und in der Folge wird ein solcher Pfad metertief ausgespült (Lösshohlwege). Der Kalkanteil des Löß wird
durch Sickerwasser gelöst und als Kalkkonkretion (Lößkindl) wieder ausgefällt. Die Lößkindl wachsen
durch das Sickerwasser und die Bodenbildung in den Zwischeneiszeiten, so dass mit jedem Interglazial die
Lößkindl größer werden.
Zur wirtschaftlichen Bedeutung von klastischen Sedimenten: Pelite haben wirtschaftliche Bedeutung als
wasserstauende (und erdölstauende) Schichten und sind Rohstoffe für die keramische Industrie und bei der
Zement- und Ziegel-Herstellung. Psammite sind wichtig als Bausande, Bausandsteine und bei der
Betonherstellung. Poröse Sandsteine sind wichtige Erdöl- und Erdgasspeichergesteine (v.a. äolische
Sandsteine) und Grundwasserleiter. Psammite und Psephite sind Träger von Seifenlagerstätten, z.B. von
Diamanten (Strandseifen Namibias) oder Gold (Witwatersrandkonglomerat in Südafrika).
Bedeutung von Tonmineralen als Rohstoff: Kaolinit in der keramischen Industrie und zur
Porzellanherstellung; Montmorillonit-reiche Tone in Spülflüssigkeiten für Tiefbohrungen, als Filter in der
Trinkwasseraufbereitung und in der Abwasserreinigung. Er findet u.A. in der Kunststoff und
Gummiindustrie zusammen mit Quarz Verwendung als Füllstoff.
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III.3 SEDIMENTSTRUKTUREN
Bei Sandsteinen kann es sowohl durch Wind- als auch durch Wassereinwirkung zu welligen Strukturen an
der Sedimentoberfläche kommen (Rippeln, Rippelmarken). Durch unidirektionale Strömungen erzeugte
Rippeln (Strömungsrippeln) sind asymmetrisch. Im Anschnitt zeigt sich eine Schrägschichtung. Der flache
Rippelhang ist der Strömung zugewandt (Luvseite). Der Sand rutscht auf der steilen Leeseite im „freien
Böschungswinkel“ ab, der unter Wasser ca. 25°, an der Luft ca. 35° beträgt. Durch Wellenbewegung
(bidirektional) erzeugte Rippeln (Wellenrippeln oder Oszillationsrippeln) sind symmetrisch.
Schrägschichtungen treten in verschiedenen Formen auf. Riesige flach einfallende, konkave Formen
kennzeichnen Sanddünen mit sporadischem Bewuchs; große steilabfallende, gerade Schrägschichtungen frei
bewegliche Dünen an Land. Schichtweise entgegengesetzt einfallende, gerade Schrägschichtblätter
(Fischgräten-Struktur) kennzeichnen oft flachmarine Gewässer mit starkem Tidenhub. Langgeschwungene
Schrägschichtung mit ausdünnenden Schichtblättern (hummocky-cross-stratification) kennzeichnen
Sturmablagerungen. Wickelschichtungen werden im tiefermarinen Milieu von Turbiditen (Bouma-Zyklus,
Lage C) und vor allem von Konturenströmen an Kontinenthängen erzeugt.
Beim Trockenfallen toniger Oberflächen (Seen oder Pfützen) bilden sich Trockenrisse. Sie können durch
darüber abgelagerte Sande 'ausgegossen' werden. Die daraus entstehenden Sandsteine werden dann auf der
Unterseite Netzleisten aufweisen. Die bei der Austrocknung und Bildung von Trockenrissen entstandenen
Tonstücke können auch vom Boden abgehoben und verschwemmt werden. So entstehen Sandsteine mit
Tongallen.
Abb. 3.4: Sedimentstrukturen: Einige Gefüge klastischer Gesteine. Zusammengestellt nach Füchtbauer
(1988) und Chamley (1990)
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Abb. 3.5: Sedimentstrukturen in Abhängigkeit zur Fließgeschwindigkeit (Blatt et al. 1980; Reineck
und Singh 1980).
Windkanter: Faziesanzeiger für aride, sandreiche, pflanzenlose oder pflanzenarme Gebiete mit häufigem
starkem Wind kann das Auftreten von Windkantern, durch Wind- und Sandeinwirkung angeschliffene
Gerölle, sein. Windkanter sind in Wüsten, aber auch im Vorland großer Gletschermassen zu finden.
Ausschließlich auf ein Wüstenklima weist der Wüstenlack hin. Dies ist ein dunkler, lackartig glänzender
Überzug aus Eisen-Mangan-Oxiden, welche durch die geringe Feuchtigkeit aus dem Gestein herausgelöst
werden und an der Oberfläche bei der Verdunstung ausgefällt werden.
Faziesanalyse bezeichnet die Rekonstruktion von Paleo-Sedimentationsräumen mit Hilfe der genauen
Untersuchung der entstandenen Sedimente bzw. Sedimentgesteinen. So können Sedimentstrukturen genutzt
werden, um Ablagerungsbedingungen zu rekonstruieren. Texturelle und kompositionelle Reife zusammen
mit Sortierung und Korngröße geben Information über das Paläorelief und den Transportweg. Zusätzlich
können vorkommende Fossilien hinzugezogen werden, um Aussagen über ökologische Parameter wie
Temperatur, Salinität, Bodenbeschaffenheit, Wassertiefe usw. machen zu können.
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III.4 CHEMISCHE SEDIMENTGESTEINE
Als Verwitterungslösungen werden die bei Verwitterungsprozessen freigesetzten Lösungen bezeichnet, die
nicht bei Mineralneubildungen oder Mineralumbildungen im Boden oder bei der örtlichen
Sedimentablagerung festgehalten werden. Diese Lösungen werden durch Flüsse weggeführt und erreichen
Binnenseen oder den Ozean. Verdunstung und andere Einflüsse können zur Übersättigung und
Mineralausscheidung führen, wobei chemische Sedimente entstehen. Ein Teil der Lösungsfracht wird aber
in der Nähe gleich wieder ausgefällt und bildet chemisch-diagenetische Sedimente (Diagenetisch
veränderte Sedimente). Auch fossile Bodenbildungen und Verwitterungsbildungen können in diese
Kategorie der Sedimentgesteine eingeordnet werden.
MINERALE CHEMISCHER SEDIMENTE
Karbonate
Kalzit (Kalkspat): CaCO3 (trigonal), meist weiß bis farblos, Mohs'sche Härte 3, braust mit verdünnter
Salzsäure. Durchläufermineral in Sedimenten, z.T. als Bindemittel, z.T. gesteinsbildend. Lokale Mobilisation
und Fällung in Adern (wie im Muschelkalk zu beobachten) findet aufgrund der hohen Löslichkeit von Kalzit
in Wasser häufig statt. Als Kristallformen sind meist Rhomben oder Skalenoeder zu beobachten.
Aragonit: Rombisch kristallisierende Modifikation von CaCO3. Aragonit bildet sich unter anderen
physikalischen Bedingungen als Kalzit. Er kommt meist nur (sub)rezent vor und ist daher viel seltener als
Kalzit. Er wird bei höheren Temperaturen (oder von Organismen) gefällt und wandelt sich diagenetisch in
Kalzit um. Im Gestein ist er makroskopisch nicht von Kalzit unterscheidbar. Gelegentlich sind in Fossilien
und Gesteinen Pseudomorphosen von Kalzit nach Aragonit beobachtbar (Feine Nadeln).
Dolomit: CaMg(CO3)2, trigonal kristallisierend wie Kalzit, weiß bis gelblich, Mohs'sche Härte 3,5-4, braust
nur als Pulver (große Oberfläche) mit verdünnter Salzsäure. Die Dolomitisierung von Kalzit erfolgt oft
diagenetisch oder durch Mg-reiche zirkulierende Formationswässer (quasi syn-sedimentär)
Siderit (Eisenspat): FeCO3, trigonales Mineral brauner Färbung, braust nicht mit verdünnter Salzsäure.
Siderit fällt unter bestimmten Bedingungen auch aus der Wassersäule als chemisches Sediment aus (z.B.
Schwarzes Meer im Pliozän).
Hydroxide
Goethit/ Limonit: FeO(OH), bräunlich-rotes Mineral, bildet häufig weiche erdige Massen oder auch harte
Krusten, entsteht meist als Verwitterungsrest, kann jedoch auch aus wässriger Lösung ausfallen und z.B.
Eisenooide bilden (nur fossil z.B. im Mittleren Jura der Schwäbischen Alb , nicht rezent beobachtet).
Bauxitminerale
Gibbsit (Al(OH)3, Diaspor AlO(OH) und Boehmit AlO(OH): Diese drei Minerale bleiben nach der
lateritischen Bodenbildung, bei der SiO2 nahezu vollständig abgeführt werden kann, zurück. In Bauxiten
sind diese Minerale eng miteinander verwachsen und können nicht mit dem bloßen Auge voneinander
unterschieden werden. In reiner Form sind die Minerale allesamt farblos und glasklar (wenn gut
kristallisiert).
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Sulfate
Gips: CaSO4  2 H2O, weiß bis grau, Mohs'sche Härte 2, d.h. mit dem Fingernagel ritzbar, braust nicht mit
verdünnter Salzsäure. Varietäten: faserige Kluftfüllungen, die von der Kluftwand nach innen gewachsen
sind, in der Mitte meist eine dunkle Naht (Fasergips); große, klare Spalttafeln Marienglas, mit
charakteristischen Schwalbenschwanz-Zwillingen. Als monomineralisches Gestein ist Gips weiß und weich.
Anhydrit: CaSO4, weiß, häufig auch grau, Mohs'sche Härte 3-3,5, d.h. mit dem Fingernagel nicht ritzbar,
braust nicht mit verdünnter Salzsäure. Bei Wasserzufuhr wandelt sich Anhydrit langsam in Gips um
(reversibler Vorgang), hierbei erfolgt eine Volumenzunahme um bis zu 60 %. Als monomineralisches
Gestein ist Anhydrit merklich härter als Gips.
Chloride (Salze)
Halit (Steinsalz): NaCl, kubisch, weiß, farblos, grau, rot, manchmal mit blauen Schlieren, sehr gute
Spaltbarkeit nach dem Würfel, salzig schmeckend, mit dem Taschenmesser ritzbar, Dichte 2,1-2,2 g/cm3.
Sylvin: KCl, Mohs'sche Härte 2, Dichte 1,99 g/cm3, Geschmack bitterer als Halit.
Bittersalze:
Bischofit: MgCl  6 H2O, Mohs'sche Härte 1,5-2, Geschmack eklig bitter, Dichte 1,59 g/cm3,
Kieserit: MgSO4  H2O, Mohs'sche Härte 3,7 , Geschmack bitter, Dichte 2,57 g/cm3
Edelsalze (K-Mg-Mischsalze): z.B. Polyhalit: K2SO4  MgSO4  2 CaSO4  2 H2O, kaum salziger
Geschmack; Kainit: 4 KCl  4 MgSO4  11 H2O, Geschmack bitter-salzig; Carnallit: KCl  MgCl2  6 H2O,
Geschmack eklig-bitter, stark hygroskopisch, knirscht unter Druck, bei leichter Erwärmung Kristallwasser
freisetzend, sehr instabil und reaktiv.
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Bei der Bildung chemischer Sedimente können zwei nahe verwandte Prozesse unterschieden werden:
Ausfällung (aus übersättigten Lösungen durch chemische Gleichgewichtsreaktionen) und Eindampfung
(Entzug des Lösungsmittels Wasser).
AUSFÄLLUNGSGESTEINE
Als gesteinsbildende Minerale treten Kalzit, Aragonit, Dolomit, Siderit, Limonit/Goethit und Bauxitminerale
auf. Hinzu können klastische Beimengungen von Quarz, Feldspat und Tonmineralen kommen.
Die chemische Ausfällung von Kalzit erfolgt nach folgender Gleichgewichtsreaktion:
Ca2+ + 2 HCO3- ↔ CaCO3 + CO2 + H2O
Die Löslichkeit von Kalzit in Wasser ist hauptsächlich von der Menge des im Wasser gelösten CO2
abhängig. Eine Ausfällung von Kalzit kann daher erzielt werden durch:
• Entzug von CO2 durch Assimilationsvorgänge von Pflanzen
• Temperaturerhöhung, d.h. CO2 entweicht
• Druckverminderung, d.h. CO2 entweicht
• Austreiben von CO2 durch Erschütterung beim Aufschlagen von Tropfen (Höhlen).
Wir unterscheiden folgende Ausfällungsgesteine:
Kalksinter: An Quellaustritten erwärmt sich das Wasser bei gleichzeitiger Druckentlastung, wodurch eine
Entgasung des gelösten CO2 ausgelöst wird. Dies führt zur Ausfällung von CaCO3 und Bildung des
Kalksinters. Hinzu kommt meist noch der CO2-Entzug durch Pflanzen, was zur Überkrustung von
Pflanzenteilen (Biomatten, Stengeln etc.) führt. Kalksinter sind häufig porös, da die Pflanzenreste verrotten,
während die Kalkkrusten übrigbleiben. Kalksinter sind auch die Tropfsteine (Stalaktiten und Stalagmiten) in
Höhlen. Für diese Gesteine wird auch der Ausdruck „Kalktuff“ verwendet, was allerdings wegen der
Verwechslungsgefahr zu vulkanischen Gesteinen vermieden werden sollte.
Travertin (auch Sauerwasserkalk genannt wegen des hohen CO2 Gehaltes des Wassers. Dieser verringert
sich beim Austritt drastisch => Fällung großer Kalkmengen) werden die Ablagerungen mineralhaltiger,
hydrothermaler Wässer genannt. Oft sind Travertine bunt gebändert, da der eigentlich weiße Kalkstein
durch verschiedene Beimengungen (z.B. Limonit) gefärbt wird. Oft bestehen Travertine aus Aragonit.
Caliche (Krustenkalk): In ariden Klimabereichen führen aufsteigende Bodenwässer, die an der Oberfläche
verdunsten, zur Abscheidung der gelösten Mineralfracht. Der obere Bereich des Bodens wird dadurch
zementiert. Dieser Zement, eine harte, kalkige, teilweise auch verkieselte Kruste, wird Caliche (auch
Calcrete) genannt..
Oolith: Oolithe sind Ablagerungen, die in extrem flachem (<5 m), tropisch warmem und stark bewegtem
Meerwasser gebildet werden können. Oolithe werden von unzähligen kugelförmigen Einzelkörpern, den
Ooiden, aufgebaut, die einen Durchmesser von 0,3-2 mm aufweisen. Die Ooide bestehen primär aus feinsten
Aragonitnädelchen, die sich konzentrisch oder radiär um einen Kern anlagern. Durch die Bewegung des
Wassers erhalten die Ooide ihre kugelige Form und bleiben so lang in Schwebe, bis sie eine kritische Größe
erreicht haben und zu Boden sinken. Für die Aragonit-Abscheidung ist eine Wassertemperatur von 20-30 °C
erforderlich. Unklar ist, ob die Abscheidung rein anorganisch erfolgen kann oder der Entzug von CO2 aus
dem Meerwasser, etwa durch Cyanobakterien, den Vorgang unterstützt. Heute geht man allgemein von der
Beteiligung von Cyanobakterien aus. Rezent bilden sich Oolithe z.B. auf der Bahama-Bank. Fossil (hier ist
der Aragonit meist diagenetisch in Kalzit umgewandelt) gibt es solche Gesteine z.B. im Süddeutschen
Muschelkalk. Durch ihre hohe Porosität bilden oolithische Gesteine die Haupt-Erdöl- und Erdgasspeicher
des Mittleren Ostens.
60
Eisenoolith: Bei den Eisenoolithen sind die Ooide aus Kalzit und Goethit (α-FeOOH) aufgebaut. Für die
Bildung der Ooid-Körper werden ähnliche Bedingungen wie für die Kalk-Ooide angenommen, jedoch ist
eine rezente Bildung solcher Gesteine unbekannt. Fossil sind solche Gesteine z.B. im Dogger anzutreffen
und wurden oder werden als Eisenerze abgebaut ('Lothringer Minette'; Abbau von Eisenoolithen bei
Blumberg/Schwäbische Alb im Mittelalter).
Itabirite oder Gebänderte Eisenerze: Diese sedimentär gebildeten (heute jedoch generell metamorphen
Erze) bestehen aus Wechsellagerungen von Hämatit und Quarz und wurden im Präkambrium in flachem
Wasser unter Bedingungen gebildet, die zu den heutigen stark abweichen. Zu dieser Zeit enthielt die
Atmosphäre kaum 1 % des heutigen Sauerstoffgehalts und der Ozean einen viel stärker basischen Charakter
(pH >10 statt ca. pH = 7.5 rezent).
Bohnerze: Bei Bohnerzen handelt es sich um Verwitterungsbildungen, die hauptsächlich in
Karsthohlräumen entstehen (z.B. im Oberen Jura der Schwäbischen Alb). Die erbsen- oder bohnenförmigen
Knollen bestehen hauptsächlich aus Limonit. Der Durchmesser der oft fettglänzenden Körner reicht von
wenigen Milimetern bis zu ca. 5 Zentimeter. Die Farbe der Bohnerze variiert von verschiedenen Braun- und
Grüntönen, kann aber auch ins gelbliche oder schwarze tendieren. Bis ins 19. Jahrhundert wurden Bohnerze
vor allem in Südwestdeutschland und in der Schweiz abgebaut und deckten so teilweise den Bedarf an Eisen.
Bauxit: Bauxite sind Residualgesteine, die durch Verwitterung unter tropisch-subtropischem und
wechselfeuchtem Klima mit temporärer Trockenheit entstehen. Durch ph-Wert Schwankungen in
aufsteigenden Kapilarwässern wird Al (teilweise auch Fe) in Form von Al-Hydroxiden ausgeschieden,
während Si in Lösung bleibt. Bauxite bestehen in der Regel aus einem Gemisch aus Aluminiumhydroxiden
(Gibbsit, Boehmit, Diaspor), Eisenhydroxid (FeOOH) und Tonmineralen, das ein grau, gelb bis rötlich
gefärbtes, erdig festes Material mit knolliger Struktur bildet.
EVAPORITE (EINDAMPFUNGSGESTEINE)
Evaporite (Eindampfungsgesteine) bilden sich terrestrisch in abflusslosen Becken arider Klimabereiche (z.B.
Great Salt Lake, Death Valley) oder häufiger marin. Voraussetzung ist eine hohe Verdunstungsrate und die
Abschnürung eines Meeresbereiches durch eine Barriere (z.B. Kaspisches Meer/ Kara-Bogas Gol; Rotes
Meer, Totes Meer, Mittelmeer).
Die hohe Verdunstungsrate führt zu einem Anstieg des Salzgehalts im Wasser (Aufkonzentration). Das
dichtere, salzreichere Wasser sinkt ab und bildet eine Salzsole am Grund, während oberflächennah normal
konzentriertes Meerwasser (Salzgehalt ca. 3,5 %) nachströmt. Ein Nachfluß von frischem Meerwasser ist
notwendig, um die großen Mächtigkeiten vieler mariner Evaporitablagerungen zu erklären (Abb. 3.6). Die
Eindampfung von 1000 m Meerwasser würde ca. 16 m Evaporite liefern.
Entsprechend ihrer Löslichkeit in Wasser scheidet sich nacheinander eine charakteristische
Mineralabfolge ab: Karbonate – Sulfate – Chloride – Bittere / Edelsalze - Salzton. Der Salzton ist ein
toniges Windsediment (Also kein Evaporit im eigentlichen Sinn sondern eine Mischung aus äolischen
Klastika und Evaporiten), das nach der vollständigen Eindampfung des abgeschnürten Beckens die
Salzabfolge nach oben abschließt.
Salzabfolgen sind jedoch häufig unvollständig, da Zufuhr von frischem Meerwasser die Ausscheidung
beispielsweise der Chloride unterdrücken oder zu deren Auflösung führen kann. Die als Kaliumdünger und
Rohstoff für die chemische Industrie sehr begehrten Kalisalze sind daher selten. Kalisalze findet man
häufiger in abgeschlossenen kontinentalen Riftsystemen mit kalireichen, leicht verwitternden Gesteinen im
Einzugsgebiet (z.B. Oberrheingraben im Eozän).
Die evaporitischen Gesteine sind meist monomineralisch und gleichen in ihren Eigenschaften den Mineralen
(s.o.). Salzgesteine sind unter Auflastdruck fließfähig, und da ihre Dichte (etwa 2 g/cm3) geringer als die des
gewöhnlichen Nebengesteins (Sandsteine etwa 2,5 g/cm3, Kalksteine etwa 2,75 g/cm3) ist, kommt es zur
Bildung von Salzdiapiren (Abb. 3.7). Am Rande des Salzstocks kommt es zur Aufschleppung der
61
Nebengesteinsschichten, so dass sich hier unter undurchlässigen tonigen Schichten Erdölfallen bilden
können, wie dies in Norddeutschland der Fall ist.
Abb. 3.6: Salzbildung: Modelle zur Entstehung von evaporitischen Gesteinen.
Tabelle 3.3: Evaporitabfolgen bei der Eindampfung von Meereswasser.
Kalkstein
Dolomit
Gips
Anhydrit
Steinsalz
Kalisalz, Bittersalz und
K-Mg-Mischsalz
62
(rund 70% des Meerwassers ist verdunstet)
(Bildung auch diagenetisch aus Gips)
(rund 89% des Meerwassers ist verdunstet)
(Edelsalze)
Abb. 3.7: Ein theoretischer (a) und ein realer (b) Schnitt durch einen
Salzdiapir. Während in (a) die ideale Ausbildung des Gips- und
Karbonathutes zu sehen ist, zeigt (b) den Schnitt durch den Salzstock von
Wienhausen-Eicklingen bei Celle mit den typischen Störungen, dem
Aufbiegen der Schichten und dem den ganzen Salzstock umgebenden
Anhydrit. Man beachte die Erdölfallen in (a) (aus Markl, 2008).
63
III.5 ORGANOGENE SEDIMENTGESTEINE
Organogene Sedimentgesteine sind vorwiegend aus Hartteilen und mineralisierten Weichteilen von
Organismen aufgebaut. Sie werden hier wie folgt eingeteilt:
• Organogene Kalksteine bzw. Karbonatgesteine
• Kieselig-organogene Sedimente
• Phosphatische Sedimente
• Kaustobiolithe (brennbare Gesteine)
ORGANOGENE KALKSTEINE
Kalkstein ist der allgemeine Ausdruck für ein aus Kalzit (Kalk) aufgebautes Sedimentgestein. Der Begriff
macht keine Aussage darüber, ob das Gestein sich durch anorganische Ausfällung gebildet hat (Travertin
oder Sinter, diese sind rein mengenmäßig gegenüber den organogen gebildeten Karbonaten
vernachlässigbar), oder ob Organismen an seiner Bildung direkt (Aufbau des Gesteins aus Kalkgerüsten von
Einzellern oder Schalen- und Skelettbruchstücken) oder indirekt (Entzug von CO2 aus dem Wasser durch
Photosynthese) beteiligt waren. Fast alle Kalksteine sind organogen gebildet, auch wenn Fossilen nicht
immer erkennbar sind. Viele Kalkschwämme und Kalkalgen stützen ihr Gewebe mit winzigen
Aragonitnadeln (Spiculae oder Sklerite), die beim Verwesen der organischen Substanz zerfallen und dann
mikritische (sehr feinkörnige, „dichte“) Kalksteine bilden. Auch das Abweiden oder Zerbohren von
Korallen durch Invertebraten erzeugt große Mengen von Mikrit (= feinkristalliner oder feinkörniger Kalk).
Bei vielen Kalksteinen wird ihre organogene Bildung durch das Vorkommen von Fossilen deutlich
(makrofossilreiche organogene Kalksteine). Sind die gesteinsbildenden Fossilien erst im Mikroskop
erkennbar, bezeichnet man das Gestein als mikrofossilreichen organogenen Kalkstein. Das Gestein wird
nach dem (vorherrschenden) gesteinsbildenden Fossil oder der Fossilgruppe benannt.
Die Organismenreste bestehen aus Skeletten unterschiedlicher Mineralogie (Aragonit, Niedrig-Mg-Kalzit,
Hoch-Mg-Kalzit), die dann sekundär, also diagenetisch, zu Kalzit oder Dolomit umgewandelt werden. Diese
Umkristallisierung kann die Fossilien völlig zerstören, so daß sich diagenetisch veränderte organogene
Karbonatgesteine bilden, z.B. ein Riffdolomit.
Die wichtigsten rezenten planktischen Kalkbildner sind Coccolithophorida (Kalkalgen), Globigerinen
(Foraminiferen) und Pteropoden (Flügelschnecken). Planktisch heißt, dass diese in der photischen
(lichtdurchdrungenen) Zone schwebend leben und nach ihrem Tod durch die Wassersäule absinken. Eine
Ablagerung von Kalk am Meeresboden ist aber nicht bis in eine beliebige Tiefe möglich, da abhängig von
der Temperatur, dem CO2- und O2-Partialdruck und dem Salzgehalt des Tiefenwassers, die Skelettreste
zunehmend aufgelöst werden. Den Beginn der Anlösung bezeichnet man als Lysokline, wobei die AragonitLysokline in ca. 2500-3000 m Tiefe, die Kalzit-Lysokline in ca. 3500-4000 m Wassertiefe liegt (Abb. 3.8).
Die absolute Untergrenze für eine Karbonaterhaltung bezeichnet man als Kalzit-Kompensationstiefe
(CCD) bzw. Aragonit-Kompensationstiefe (ACD). Diese liegen nochmals ca. 1000 m tiefer als die
entsprechende Lysokline. Aufgrund der unterschiedlichen Löslichkeit von Aragonit und Kalzit findet man
gelegentlich in Kalken die Formen völlig weggelöster aragonitischer Skelette (z.B. Ammoniten), während
kalzitische Skelette, wie z.B. die Kieferplatten der Ammoniten (Aptychen), erhalten sind. Die angegebenen
Tiefen sind sehr variabel. Die CCD sinkt in Äquatornähe bereichsweise bis unter 5000 m ab. In Tiefen über
3000 m befindet sich die CCD seit ca. 35 Millionen Jahren. Zuvor, und speziell in der Kreidezeit, befand
sich die CCD oft in deutlich geringerer Wassertiefe.
64
Radiolarite
Abb. 3.8: Darstellung der Calcitsättigung (a) und der Auflösung von Calcit (b) mit zunehmender
Meerestiefe (aus Markl, 2008).
Mikrofossilreiche organogene Karbonatgesteine
Coccolithenkalk: Zur großen Gruppe der Algenkalke gehören z.B. die Schreibkreide und viele Plattenkalke
(z.B. aus Solnhofen). Beide werden aus Coccolithen, den Skelettelementen der Coccolithophorida (Abb.
3.9), aufgebaut. Coccolithophorida (d.h. Coccolithen-Träger) sind marine, planktisch lebende Algen, die
einen vorwiegend kugeligen, gallertartigen Körper mit aufsitzenden Kalkplättchen (Coccolithen) haben. Der
Durchmesser dieser Kalkplättchen liegt bei 2-10 µm. Coccolithophorida gibt es seit dem Mesozoikum,
rezent bewohnen sie massenhaft die wärmeren Meeresregionen.
Stromatolithe (Algenlaminit): Hier führt die Photosynthese-Tätigkeit von Cyanobakterien zur Abscheidung
von Kalkkrusten auf der Oberfläche von Algenmatten, die allmählich flächenhaft nach oben wachsen. Die
Algenmatten dienen auch als Sedimentfalle für Mikropartikel => klastischer Anteil möglich. Cyanobakterien
sind heute typisch für intertidales bis supratidales Milieu, d.h. der randmarine Ablagerungsraum wird nur bei
temporär durch Springtiden und Sturmfluten unter Wasser gesetzt. Die winzigen Kalkausscheidungen der
Cyanobakterien bestehen aus Kalzit, der diagenetisch häufig in Dolomit umgewandelt wird. Die
Algenmatten werden gelegentlich bei Sturmfluten zertrümmert und umgelagert, wodurch sich
Stromatolithbrekzien (Flakestones) bilden können. In den Uferbereichen abgeschlossener tropischer Seen mit
rasch wechselnder, teilweise geringer Salinität und schwankendem Wasserpegel siedelten Cyanobakterien
am Spülsaum des Ufers und um Schilfhalme, deren äußere Form durch die Krusten des lakustrinen
Stromatolithkalks überliefert wurden. Stromatolithe waren besonders im Präkambrium und Altpaläozoikum
wichtig, bildeten sich aber auch bis in jüngste Zeit. Stromatolithen sind wichtige Kalkbildner der großen
Karbonatplattformen der Nördlichen Kalkalpen.
Grünalgenkalke: Grünalgen siedeln typischerweise im flachen, warmen, ruhigen Wasser der Lagunen und
sind ebenfalls wichtige Karbonatproduzenten der tropischen Karbonatplattformen. Manche Grünalgen wie
z.B. Penicillus zerfallen zu Aragonitnadeln, während andere in ihrer Form erhalten bleiben können.
65
Abb. 3.9: Einige Mikrofossilien, die organogene Sedimente aufbauen (nicht maßstäblich).
Rotalgenkalke bilden sich z.B. in etwas größerer Wassertiefe v.a. auf dem tropischen Schelf. Inkrustierende
Rotalgen kommen aber auch verbreitet in temperierten Meeren vor und sind sogar wichtige Produzenten der
sogenannten Kaltwasserkarbonate, wie sie z.B. an der norwegischen Küste oder im Mittelmeer entstehen.
Rotalgen bilden in der Regel Krusten und wachsen auf jedem verfügbaren Untergrund. Durch langsames
Wachstum und unregelmäßiges Umwenden können Rhodolithe (Rotalgen-Onkoide) entstehen. Onkoide sind
rundliche bis bohnenförmige, konzentrisch-schalige Kalkkörper bis etwa 10 cm Durchmesser, die im
Zentrum einen Kern (Muschelrest, kleines Steinchen o.ä.) aufweisen, auf dem die Algen gesiedelt haben.
Foraminiferenkalk: Foraminiferen sind tierische Einzeller (Abb. 3.9). Sie leben überwiegend marin und
bauen ein ein- oder mehrkammriges Gehäuse (Ø 0,05-50 mm) auf. Baustoff der Gehäuse ist Tektin (eine
hornartige Substanz) und agglutinierte Fremdkörper oder Kalzit.
Foraminiferen leben benthisch und seit der Kreidezeit auch planktisch. Foraminiferenschlamm ist heute im
offenmarinen, pelagischen Bereich sehr verbreitet und ist damit das am weitesten verbreitete rezente
organogene Sediment (Globigerinenschlamm). Gelegentlich kommen Großforaminiferen als Gesteinsbildner
vor: Fusulinen im Karbon und Perm, Alveolinen und Nummuliten (Nummulitenkalke) im Tertiär.
66
Tabelle 3.4: Lebensräume und Lebensweisen verschiedener Mikroorganismen
Wassertemperatur
Wassertiefe
Lebensraum
Lebensweise
Skelettmaterial
Karbonat
Stromatolithen
warm
gering trockenfallend
lakustrin oder
marin supratidal
sessil
Grünalgen
warm
photische Zone
marin, Lagune
planktisch
Karbonat
, sessil
temperiert - kalt gering
marin, Schelf
sessil
warm
photische Zone
offenmarin
planktisch Karbonat
Foraminiferen
temperiert
photische Zone
Radiolarien
temperiert
variabel
Diatomeen
kalt
photische Zone
Rotalgen
Coccolophoriada
Karbonat
Karbonat /
offenmarin,
bentisch,
Skelettopal /
pelagisch, Lagune planktisch
agglutinierend
offenmarin,
planktisch Skelettopal
pelagisch
offenmarin,
planktisch Skelettopal
pelagisch
Makrofossilreiche oranogene Karbonatgesteine
Riffkalk: Besteht aus den Kalkgerüsten von riffbildenden Organismen, z.B. Korallen, Bryozoen,
gerüstbildenden Kalkalgen, Schwämmen, Austern etc. Auch Einzelbezeichnungen (Korallenkalk,
Bryozoenkalk) sind üblich, wenn eine Art Riffbildner vorherrscht.
Schillkalk (Lumachelle): Besteht aus Schalenresten und Bruchstücken von Muscheln sowie auch
Brachiopoden und Schnecken, die durch Wellenbewegung oder Strömung zusammengeschwemmt wurden.
Brachiopoden sind überwiegend marine Filtrierer mit einem bilateralsymmetrischen, zweiklappigen
Gehäuse.
Gastropodenenkalk: Besteht aus den Überresten von Schneckenschalen (marin, brackisch oder lakustrin).
Echinodermenkalk: Aus den Überresten von Echinodermen (v.a. Seelilien und Seeigeln) aufgebaut.
Echinodermen besitzen Skelettelemente aus mm-großen Hoch-Mg-Kalzit-Kristallen, die viele Poren
aufweisen. Diagenetisch werden diese Einkristalle in Niedrig-Mg- Kalzit umgewandelt, wobei die
Porenräume in derselben kristallographischen Orientierung ausgefüllt werden, die der umgebende Kristall
aufweist (epitaktisches Wachstum), d.h. die Skelettelemente der Echinodermen bestehen nach der Diagenese
aus je einem Kalzit-Einkristall, erkennbar an der sehr guten Spaltbarkeit (im Ganzen glänzende
Spaltflächen). Hieran sind Echinodermenreste immer leicht zu erkennen. Die meisten Echinodermenkalke
sind aus den Stielgliedern von Seelilien (Crinoiden) aufgebaut und werden dann auch als Crinoidenkalke
bezeichnet, z.B die Trochitenkalke des oberen Muschelkalks (Trochiten – Stielglieder der Seelilie Encrinus).
Cephalopodenkalk: Aufgebaut aus den mit Sediment verfüllten Gehäusen von Cephalopoden (Ammoniten,
Ceratiten, Orthoceraten etc.).
67
Abb. 3.10: Einige der Makrofossilien, die organogene Sedimente aufbauen (nicht maßstäblich,
zusammengestellt nach Lehmann & Hilmer 1997).
Synsedimentär-veränderte organogene Karbonatgesteine
Schwammkalk: Kalksteine aus Kalkschwämmen oder sekundär verkalkten Kieselschwämmen (Malm,
Schwäbische Alb). Die Schwämme sind manchmal im Anschlag als dunklere, strukturierte Stellen
erkennbar, die typischerweise die Form von Kegelschnitten zeigen, da die meisten Schwämme teller- bis
spitzkegelige Körper aufbauen.
Kalkmergel: Dieses Gestein besteht aus umgelagertem Mikrit, der aus zerfallenen Organismenresten
hervorging, und einer Beimengung von Ton (z.B. Malm beta, Schwäbische Alb).
68
Knollenkalk: Solche Kalke bilden sich verbreitet bei sehr geringer Sedimentationsrate (Mangel- oder
Hungersedimentation) in tieferem Wasser. Die Kalke bestehen aus Mikrit und manchmal aus den
ursprünglich aragonitschaligen Cephalopoden und anderen Makroresten, die aber kaum erhalten bleiben.
Diese Kalke weisen durch starke Lösungsvorgänge am Meeresboden eine knollige Struktur auf und sind
meist auffällig bunt oder rot gefärbt, weil durch die Mangelsedimentation und Tiefenströmungen Eisen
angereichert wird. Diese roten Knollenkalke entstehen auch auf Schwellen im offenen Meer, wo Strömungen
die Sedimentation behindern und sauerstoffreiches Wasser zur Bildung von Hämatit (Fe2O3) führt, der in
feinen Partikeln die Rotfärbung verursacht.
Diagenetisch-veränderte organogene Karbonatgesteine
Dolomit ist ein häufig gelbliches, oft grobkörniges (zuckerkörniges) Gestein, das aus dem Mineral desselben
Namens aufgebaut wird. Dolomit kann zwar frühdiagenetisch in Lagunen gebildet werden, dann bleiben
meist auch die Reste der karbonatproduzierenden Organismen, in der Regel Cyanobakterien, erhalten (s.o.).
Bei weitem häufiger beobachtet man die Umwandlung von Kalkstein durch diagenetische Reaktion durch
teilweisen Ersatz von Ca durch Mg (z.B. im Mischungsbereich von Meer- mit Süßwasser oder beim
Rückströmen hypersaliner Lösungen von Lagunen Richtung Meer). Bei diesem Vorgang werden Fossilien
oder andere Strukturen zumeist zerstört.
Rauhwacke ist ein poröser, löchriger Dedolomit (Ersetzung von Dolomit durch Kalzit unter Einwirkung Careicher Wässer). Bei der Entstehung von Rauhwacken können zwei grundsätzliche Schritte unterschieden
werden. Zunächst entsteht durch diagenetische Lösung von Evaporiten (Gips, Anhydrit) aus DolomitEvaporit Wechselfolgen kalzitisch-zementierte Dolomitbrekzien (Lösungsbrekzien). Im zweiten Schritt
wittert der Dolomit selektiv aus der kalzitischen Matrix heraus. Zurück bleibt ein löchriger Kalkstein, der
Zellendolomit oder Rauhwacke genannt wird. Typischerweise kommen Rauhwacken im Mittleren
Muschelkalk und im Zechstein vor.
Neben reinen Kalksteinen treten auch organogene Sedimentgesteine auf, die nicht nur aus Kalzit aufgebaut
werden, sondern Mischungen aus Kalzit mit anderen Mineralen darstellen. Die wichtigsten dieser Gesteine
sind:
Kalzit + Quarz: kieseliger Kalkstein (hart) – wird bei den kieselig-organogenen Sedimentiten behandelt
Kalzit + Bitumen (organische Substanz): bituminöser Kalkstein, Stinkkalk (dunkel, riecht beim
Anschlagen) – wird unten bei den Kaustobiolithen behandelt (s.u.)
Kalzit + Tonminerale: Kalkmergel und Mergel (ähnelt einem weichen bis mürben Kalk) – wurde oben bei
den synsedimentär veränderten organogenen Karbonaten angesprochen
69
KIESELIG-ORGANOGENE SEDIMENTGESTEINE
Kieselige Sedimentgesteine bestehen hauptsächlich aus den kieseligen Hartteilen von Einzellern oder
anderen Organismen, die ein Skelett aus amorpher Kieselsäure (sog. Skelettopal) besitzen. Skelettopal ist
nicht stabil, sondern kristallisiert bei Diagenese zu sehr feinkörnigen SiO2-Modifikationen um (Chalcedon,
Quarz).
Radiolarit: Hauptbestandteil sind Gehäuse von Radiolarien (Abb. 3.9), planktonisch lebenden marinen
Einzellern aus der Gruppe der Actinopoda (Strahlentierchen). Ihre Größe beträgt zwischen 0,1-0,5 mm.
Radiolarienschlamm findet sich als Tiefseesediment unterhalb der CCD vor allem der niederen Breiten (Abb.
3.8). Radiolarit ist sehr hart, dicht, scharfkantig brechend mit muscheligem Bruch. Seine Farbe ist meist
rötlich, aber auch orange, grün, grau, braun oder schwarz. Obwohl die Diagenese Sedimentstrukturen in
Radiolariten oft auslöscht, kann man diese durch Röntgenstrahlen manchmal sichtbar machen. Eine
Besonderheit stellt der plattig-spaltende Kieselschiefer (Lydit) dar. Im Unterschied zu Radiolarit ist er meist
schwarz, die feine Lagigkeit kann auch mit bloßem Auge gut aufgelöst werden.
Kieselkalk: Unterschiedlich gefärbt (rot, schwarz, braun, grau) sind Kieselkalke durch diffus verteilte
Kieselskelette und eine entsprechende Härte gekennzeichnet. Kieselkalke reagieren unterschiedlich stark mit
Salzsäure. Sie entstehen im pelagischen Milieu durch ähnlich starke Produktion kalkigen und kieseligen
Planktons im Oberflächenwasser. Aus unterschiedlichen Gründen kommt es bei der Diagenese dieser
Sedimente nicht zu einer Trennung von Kalzit und Kieselsäure (keine Konkretionsbildung), wie sie bei
Hornsteinkalken beobachtet wird.
Hornsteinkalk (Chert): Entsteht zunächst wie Kieselkalk. Häufige Produzenten kieseligen Skelettmaterials
sind Radiolarien. Bei der Diagenese wird ein Großteil des kieseligen Skelettmaterials gelöst und in der
Schicht als Konkretion wieder ausgefällt. Diese Konkretionen sind allerdings noch kalkhaltig (teilweise noch
mit HCl nachweisbar). Die Hornsteine haben von ihrem dichten, hornartigen Aussehen ihren Namen. Eine
intensivere, rote, grüne oder meist schwarze Färbung ist allgemein in den kieseligen Anteilen der
Hornsteinkalke zu beobachten.
Feuerstein (Flintstone): Feuersteine sind wie Hornsteine diagenetisch durch Stoffwanderung entstandene
Kieselknollen (nodules), die in bestimmten Kalksteinen häufig sind. Das SiO2 stammt i.W. aus den
Skelettelementen von Kieselschwämmen (Schwammnadeln). Die unregelmäßig geformten FeuersteinKonkretionen der Kreideformation Nordeuropas (z.B. Rügener Kreidefelsen) sind in Coccolithenkalk
eingebettet und können bis zu einem Meter Länge erreichen und sind völlig kalkfrei.
Kieselgur (Diatomeenerde): Die Kieselgur besteht i.W. aus Diatomeen, d.h. einzelligen Grünalgen mit
einem zweiklappigen Gehäuse aus amorpher Kieselsäure. Diatomeen leben sowohl im Süß- als auch im
Meerwasser. In hohen Breiten bildet Diatomeenschlamm das Tiefseesediment unterhalb der hier wesentlich
höher liegenden CCD. Als rezentes Lockersediment lakustriner Bildung ist Diatomeenerde ein extrem
leichtes, hochporöses, helles und weiches Gestein mit einem enormen Adsorptionsvermögen. Sie wird als
Filtermaterial (auch im Lebensmittelbereich) und als Isolationsmaterial verwendet. Darüber hinaus findet sie
Verwendung als Schleif- und Poliermittel (z.B. in Zahnpasta) und als Trägersubstanz für Sprengstoff
(Dynamit). Lakustrine Diatomeenerde ist aufgrund des Porenwassercharakters viel weniger von den
diagenetischen Umbildungsprozessen betroffen als marine Diatomeenschlämme.
70
Abb. 3.11: Die verschieden Typen von pelagischen (Tiefsee-) Sedimenten spiegeln durch Ihr Vorkommen
unterschiedliche Lebensbedingungen wieder. Neritische Sedimente = Sedimente der Flachwasserfazies.
71
PHOSPHATISCHE SEDIMENTGESTEINE
Das wichtigste Mineral der phosphatischen Sedimente ist Apatit: Ca5(PO4)3(F, Cl, OH). Phosphate treten in
Sedimentgesteinen meist als Matrix auf. Andere Erscheinungsformen sind diagenetische Phosphat-Knollen
(Phosphorite) und mechanische Anreicherungen phosphatischer Hartteile von Organismen (z.B. Knochen
und Zähne) in Form von bonebeds und Guano. Apatit baut die phosphatischen Hartteile von Organismen
auf (Zähne, Knochen, Schuppen der Wirbeltiere). Ein Gestein, das reich an solchen Organismenresten ist,
wird Bonebed (oder Knochenbrekzie) genannt. Ein Bonebed findet sich z.B. auf dem in Küstennähe
abgelagerten Rhätsandstein an der Basis des Jura bei Pfrondorf (Tübingen).
Phosphorite entstehen in marinen Auftriebsgebieten (Upwelling-Gebiete). Hier mischt sich kaltes
nährstoffreiches Tiefenwasser mit warmem O2-reichem Oberflächenwasser, was zu einer hohen
Primärproduktion von PO4-reichem organischem Material (Plankton, Fische etc.) führt. Der Auftriebsprozess
wird durch ablandige Winde angetrieben, die Oberflächenwasser von der Küste wegdrücken. Das
entstehende Defizit wird durch Nachströmen von Tiefenwasser entlang des Kontinentalhanges ausgeglichen.
Durch Oxidation des entstandenen organischen Materials entstehen reduzierende Bedingungen im
Meerwasser. Dabei werden durch diagenetische Mobilisation Kalkschalen durch Phosphat ersetzt und es
kommt zur Bildung von Knollen in Faustgröße.
Abb. 3.12: Modell der Phosphorit-Genese. Phosphat-Knollen bilden sich diagenetisch an Kontinentalhängen (aus
CHAMLEY 1990).
Bonebed: Die phosphatischen Hartteile von Organismen (Zähne, Knochen, Schuppen der Wirbeltiere)
werden aus Apatit [Ca5(PO4)3(F, Cl, OH)] gebildet. Ein Gestein, das reich an solchen Organismenresten ist,
wird Bonebed (oder Knochenbrekzie) genannt. Dabei waschen konstante Strömungen feines Sediment aus,
dichterer Apatit reichert sich an. Ein Bonebed findet sich z.B. auf dem in Küstennähe abgelagerten
Rhätsandstein an der Basis des Jura bei Pfrondorf (Tübingen). Bonebeds sind typische Faziesanzeiger für
marine Transgressionsflächen.
Guano: Zu den phosphatischen Sedimentgesteinen gehört auch der Guano (Höhlenguano). Dieser wird aus
den phosphathaltigen Exkrementen von Seevögeln bzw. Fledermäusen gebildet und stellt wie der Phosphorit
einen natürlichen Phosphatdünger dar.
72
KAUSTOBIOLITHE
Kaustobiolithe sind brennbare Gesteine (griech. Kausis: das Verbrennen). Im terrestrischen Bereich
entsteht durch organische in-situ Bildung Kohle. Im marinen Bereich kommt es durch Transport und
Ablagerung von organischem Material aus Suspension zur Bildung von Ölschiefer und Bitumenmergel.
Kohle: Der bedeutendste Kaustobiolith ist die Kohle, die aus der Inkohlung von pflanzlichen Stoffen
entsteht. Inkohlung ist ein diagenetischer Prozess, der mit zunehmender Versenkungstiefe und
Temperaturerhöhung zur Anreicherung von elementarem Kohlenstoff führt. Eine Beschränkung der
Sauerstoffzufuhr verhindert die Verrottung des organischen Materials und seine Oxidation zu CO2. Es gibt
paralische Kohlenwälder, die im Küstenbereich gebildet werden (Teile der Ruhrkohle), und limnische
Kohlen, die in Mooren, verlandenden Seen und Flussauen gebildet werden (Tertiär der Niederrheinischen
Bucht, Saarkohle). Der makroskopisch bedeutendste Unterschied von Braunkohle zu Steinkohle ist das
Fehlen von Pflanzenstrukturen in der Steinkohle und ihr deutlicher Glanz.
Tabelle 3.5: Der Inkohlungsgrad zeigt den Anteil an elementarem Kohlenstoff eines Kaustobiolithes
Pflanzen: Holz
Torf
Lignit
Braunkohle
Steinkohle
Anthrazit
80% flüchtige Bestandteile (Wasser, Kohlenwasserstoffe)
65 % flüchtige Bestandteile
55 % flüchtige Bestandteile
50 % flüchtige Bestandteile
45 % flüchtige Bestandteile
<10 % flüchtige Bestandteile
Ölschiefer: Im Gegensatz zur Inkohlung führt die Bituminierung zur Bildung von Kohlenwasserstoffen.
Ausgangsprodukt sind hier Algen und tierisches Material (Plankton u.a.). Der Ölschiefer ist ein Schieferton
mit einem hohen Gehalt an organischer Substanz (15-20 % Bitumengehalt), der sich als Faulschlamm
(Sapropel) abgelagert hat. Dieser Faulschlamm bildet sich im anoxischen (euxinischen) Milieu, d.h. unter
Sauerstoffabschluss. Die sauerstofffreie Zone beginnt oft bereits über dem Bodenniveau, so dass kein
Bodenleben möglich ist und die Sedimentation ruhig und ohne Bioturbation erfolgt. Ölschiefer zeichnen sich
durch ungestörte Fossilerhaltung (z.T. mit Weichteilen) aus. Rezent bilden sich solche Faulschlämme, z.B.
im Schwarzen Meer. Ein fossiles Beispiel ist der Posidonienschiefer (Jura) mit der Fossillagerstätte
Holzmaden.
Bitumenmergel/bituminöser Kalk: Ein weiterer produktiver Horizont des Posidonienschiefer ist ein bis zu
30 cm mächtiger kalkiger Horizont, der beim frischen Anschlag intensiv nach Kohlenwasserstoffen riecht.
Es scheint, dass die Karbonatdiagenese die flüchtigen Kohlenwasserstoffe hier besser einschließen konnte als
der Ölschiefer.
Ein produktiver Horizont mit einer Ausdehnung in der gesamten Paratethys (also bis Zentral-Asien) wurde
zu Beginn des Oligozäns gebildet. Die Stücke unserer Sammlung zeigen, dass außer marinem organischen
Material auch Blätter und Holzstücke und somit viel terrestrischer Kohlenstoff eingetragen wurde. Derartige
Horizonte mit viel terrestrischem Kohlenstoff kennzeichnen auch viele anoxische Ereignisse mit SapropelHorizonten in anderen Becken (Adria: Pliozän-Pleistozän; Atlantik, Vocontisches Becken: Kreide).
Bei größeren Versenkungstiefen wird das Bitumen als flüchtiger Bestandteil mobilisiert, die
Kohlenwasserstoffketten werden in kürzere zerlegt und das Bitumen wandert als Erdöl aus dem Ölschiefer
oder den bituminösen Kalken (Erdölmuttergestein) aus. Es kann sich unter geeigneten Bedingungen in
porösen Sandsteinen, Riffkalken o.ä. (Erdölspeichergestein) sammeln.
73
Abb. 3.13: Typische sogenannte „Erdölfallen“
Abb. 3.14: „Das Erdölfenster“
74
Kursfragen "Sedimentgesteine"
Was sind Sedimentgesteine und wie werden sie untergliedert?
Wie bezeichnet man den Prozess der Gesteinsentstehung?
Beschreiben Sie eine Grauwacke!
Wie und woraus entsteht Kohle?
Wie werden klastische Sedimentgesteine unterteilt?
Was ist eine Arkose?
Welche Sedimentstrukturen gibt es in klastischen Sedimentgesteinen?
Nennen Sie schlecht sortierte klastische Sedimentgesteine, die im terrestrischen, wie im marinen Milieu
gebildet werden. Beschreiben Sie den Transport- und Ablagerungsprozess dieser Sedimente.
Beschreiben Sie einen Turbidit. Wie entsteht er?
Welche Minerale bauen chemische Sedimente auf? Reihen Sie diese nach ihrer Löslichkeit von schwer bis
leichtlöslich ein!
Was ist ein Oolith und wie entsteht er?
Wie unterscheiden Sie Kalzit, Dolomit, Gips, Anhydrit, Steinsalz und Kalisalze?
Welche Faktoren beeinflussen die Kalzit Ausfällung? Nennen Sie entsprechende Gesteine und die
dazugehörigen Ablagerungsräume.
Welche Karbonatminerale kennen Sie?
Welche Nomenklatur für Karbonate kennen Sie?
Was sind organogene Sedimentgesteine?
Welche Organismen tierischer und pflanzlicher Natur bauen organogene Sedimentgesteine auf?
Wie setzt sich Tonstein, Mergel und Schreibkreide zusammen?
Nennen Sie kieselige Sedimentgesteine!
Was ist Bioturbation?
Wie und wo entstehen Lößablagerungen?
Wie bildet sich ein Hornsteinkalk?
75
IV. METAMORPHE GESTEINE
Metamorphose ist die Umwandlung eines Gesteins unter sich ändernden Druck- und
Temperaturbedingungen. Diese Veränderung vollzieht sich durch Umkristallisation unter Beibehaltung des
festen Zustands mit (dynamische) oder ohne (statische) Verformung des Gesteinsgefüges.
Die Grenze zur Diagenese wird bei einer Temperatur von etwa 200oC gezogen. Die Obergrenze der
Metamorphose wird durch die Aufschmelzung (Anatexis) des betreffenden Gesteins definiert, was dann den
Übergang zu magmatischen Prozessen markiert. Diese Temperaturgrenze ist je nach Gesteinstyp verschieden
da die Temperatur der beginnenden Aufschmelzung eines Gesteins nicht nur vom Druck und Temperatur,
sondern auch vom Chemismus des Gesteins und der Menge des anwesenden Fluids abhängig ist.
Die Zunahme von Druck und Temperatur kann Folge sehr unterschiedlicher geologischer Ereignisse sein und
es werden (unter anderem) folgende Haupttypen der Metamorphose unterschieden (Abb. 4.1).
Abb. 4.1: Metamorphosetypen (aus Markl, 2008)
•
•
•
•
•
76
Regionalmetamorphose: Sie ist in Bereichen intensiver Krustenbewegungen, also im
Orogenbereich, verbreitet. Sie erfolgt unterhalb von 5-6 km Tiefe, wobei Druck, Temperatur und
Durchbewegung wirken (dynamische Metamorphose).
Subduktionszonenmetamorphose: Sie ist durch hohe Drucke bei relativ niedrigen Temperaturen
gekennzeichnet. Sie tritt in Subduktionszonen auf, wo kaltes Gesteinsmaterial rasch in die Tiefe
verfrachtet wird.
Kontaktmetamorphose: Sie ist eine temperaturbetonte statische Metamorphose (d.h. ohne
wesentliche Durchbewegung) bei relativ geringem Umgebungsdruck in der direkten Umgebung von
Plutonen, die in deutlich kühleres Nebengestein eindringen.
Ozeanbodenmetamorphose findet an mittelozeanischen Rücken statt, wo das kalte Meerwasser
durch die neugebildeten, noch mehrere hundert Grad heißen basaltischen Gesteine zirkuliert.
Reaktionen zwischen Wasser und Gestein führen zur Veränderung des Ausgangsgesteins durch
Neubildung schwach metamorpher Minerale wie z.B. Chlorit und Albit aus Pyroxen bzw. Plagioklas.
Im Wesentlichen handelt es sich dabei um einen Prozess, bei dem Meerwasser Na an den heißen
Basalt abgibt und dabei Ca vom Basalt aufnimmt. Dieser chemische Austausch zwischen
basaltischen Gesteinen und Meerwasser wird Spilitisierung genannt.
Die Impaktmetamorphose (Stoßwellenmetamorphose) hat nur lokale Bedeutung und wird durch
Einschläge von Meteoriten erzeugt. Extrem hohe Drücke und Temperaturen können Aufschmelzung
und Verdampfung des kosmischen Körpers und des Nebengesteins zur Folge haben. Im Nördlinger
Ries entstand so vor ca. 14.7 Millionen Jahren der Suevit, eine verschweißte Brekzie mit blasig
erstarrtem Gesteinsglas.
IV.1 AUSWIRKUNGEN DER METAMORPHOSE
Temperatur (T) und Druck (p) nehmen in der Erde mit zunehmender Tiefe zu. Die Rate dieser Temperaturzunahme ist der geothermische Gradient und beträgt im Durchschnitt etwa 30o C/km, variiert jedoch je
nach plattentektonischer Position, Krustenalter und -zusammensetzung zwischen ca. 5 und ca. 60o C/km.
Der geologisch relevante p-T Bereich wird in verschiedene Felder aufgeteilt, die als Faziesfelder bezeichnet
werden (Abb. 4.2). Die Namen der Felder wurden nach metamorphen, basaltischen Gesteinen vergeben, die
z.B. in der Blauschieferfazies tatsächlich als blaue Schiefer vorliegen. Die Faziesnamen gelten allerdings für
alle Gesteine unter den für diese Fazies charakteristischen p-T Bedingungen, obwohl z.B. ein
grünschieferfazieller Kalkstein nicht als grüner Schiefer vorliegen wird. Die Begrenzung der Felder
untereinander wird durch bestimmte
Mineralreaktionen
in
basischen
Gesteinen vorgenommen (siehe dazu
später).
Eine metamorphe Fazies wird mit
einer
bestimmten
Gesteinsart
umschrieben (z.B. Blauschieferfazies).
Diese
Bezeichnungen
stehen
stellvertretend für Mineralparagenesen,
d.h. eine Gruppe von Mineralen die
sich unter etwa gleichen p-T
Bedingungen bilden. Die Minerale, die
eine Zone oder Fazies charakterisieren,
werden Indexminerale genannt. Die
Kontaktmetamorphose umfaßt die
Hornfels – und Sanidinitfazies, die
Regionalmetamorphose die Zeolith-,
Grünschiefer-,
Amphibolitund
Granulitfazies
und
die
Hochdruckmetamorphose die Blauschieferund Eklogitfazies.
Abb. 4.2: Haupttypen der Metamorphose im DruckTemperatur-Diagramm mit den Feldern der verschiedenen
metamorphen Fazies (nach Press & Siever, 1995).
Ein Gestein, das durch geologische Prozesse sich ändernden Druck- und Temperaturbedingungen ausgesetzt
wird, reagiert darauf durch ständige Phasenumwandlungen und Gefügeumwandlungen. Während der
Versenkung
in
größere
Tiefen
(prograde
Metamorphose)
entstehen
dabei
neue
Mineralvergesellschaftungen, und während der Exhumierung an die Erdoberfläche (retrograde
Metamorphose) passen diese sich den sich ändernden p-T Bedingungen weiterhin an. Im Idealfall würde
dies bedeutet, dass ein Sediment, das subduziert wird und danach wieder an die Oberfläche gebracht würde,
nachher aussehen würde wie vorher – dies ist zum Glück nicht der Fall: Neben der Thermodynamik, die
bestimmt, welche Mineralvergesellschaftung zu welchen Bedingungen stabil ist, bestimmt die Kinetik, ob
und wie schnell Mineralreaktionen tatsächlich stattfinden. Da die Reaktionskinetik vor allem von der
Temperatur abhängt, bedeutet dies, dass Gesteine in der Regel ihre maximalen Metamorphosebdingungen
zeigen und die Anpassung eines Gesteins bei der anschließenden Heraushebung wesentlich schlechter, d.h.
langsamer von statten geht.
Durch Phasenumwandlungen infolge chemischer Reaktionen werden die ursprünglichen Minerale des
Gesteins durch neue metamorphe Minerale ersetzt. Diese chemischen Austauschprozesse können nur unter
dem Vorhandensein von Fluiden (meist H2O oder CO2) stattfinden, die als Transportmedium
(Diffusionsmedium) dienen – ohne Fluide keine Metamorphose! Die Art der neuen, metamorph
gewachsenen Minerale ist charakteristisch sowohl für entsprechende Metamorphosebedingungen als auch
für das jeweilige Ausgangsgestein (Protolith).
77
Besitzen die neugebildeten metamorphen Gesteine einen mehr oder weniger gleichen Chemismus wie das
Ausgangsgestein, spricht man von isochemischer Metamorphose. Der Chemismus eines Gesteins kann sich
aber auch erheblich ändern, wobei heiße Lösungen (Fluide) durch das Gestein zirkulieren und verschiedene
Elemente austauschen können (allochemische Metamorphose = Metasomatose). D.h. die
Ozeanbodenmetamorphose (siehe oben) ist eine ausgesprochen allochemische Metamorphose und kann
somit auch als Metasomatose bezeichnet werden.
Für ein Gestein bedeutet die Versenkung in zunehmende Tiefe und die spätere Exhumierung an die
Erdoberfläche eine ständige Druck- und Temperaturänderung. Dadurch ergibt sich ein so genannter DruckTemperatur Pfad, oder P-T-Pfad (Abb. 4.3). Die Maximaltemperatur wird dabei erst später erreicht als der
Maximaldruck. Die Aufheizung des Gesteins wird als prograde Metamorphose bezeichnet. Nach Erreichen
der Maximaltemperatur beginnt der Gesteinskörper wieder abzukühlen. Dabei kann es bei geeigneten
Bedingungen (z.B. langsame Exhumierung, Anwesenheit von Fluiden) zu retrograden Mineralreaktionen
kommen (siehe dazu später).
Abb. 4.3: Schematischer P-T-t-Pfad (aus Markl, 2008)
Die Kristallisation von metamorphen Mineralen führt außerdem zu Gefügeumwandlungen. Die Einregelung
von Mineralen oder das orientierte Wachstum neugebildeter Minerale erzeugt eine Schieferung, die
besonders ausgeprägt ist, wenn viele Schichtsilikate (Glimmer, Chlorit) vorhanden sind. Kalzit, Quarz u.a.
Minerale können in plastischem Zustand geplättet oder gelängt und so in die Schieferung eingeregelt werden.
Bei hochgradiger Metamorphose kann es zu einer teilweisen Aufschmelzung (Anatexis) des Gesteins
kommen. Diese Gesteine werden als Anatexite oder Migmatite bezeichnet. Ab etwa 650o C beginnen
Gemische aus Quarz, Alkalifeldspat und Plagioklas zu schmelzen. Schreitet die Aufschmelzung weiter fort,
bilden sich am Ende Magmenkörper, die in die höhere Kruste aufsteigen können.
Eine statische Metamorphose findet unter allseitigem, lithostatischem Druck ohne gerichteten, tektonischen
Druck statt. Die Kontaktmetamorphose läuft typischerweise unter statischen Bedingungen ab.
Tritt eine Durchbewegung des Gesteins infolge eines gerichteten Drucks (Stress – in Verbindung mit Faltung
oder Überschiebung) auf, wird von dynamischer Metamorphose gesprochen. Sichtbares Zeichen dieses
gerichteten Drucks ist eine irreversible Verformung des Gefüges und Einregelung vorhandener und
neugebildeter Mineralkörner, die zur Schieferung führt. Diese ist besonders deutlich entwickelt, wenn der
Chemismus des Gesteins die Bildung von Schichtsilikaten (Glimmer, Chlorit) ermöglicht. Dadurch entsteht
eine bevorzugte Spaltbarkeit des Gesteins. Glimmerschiefer zeigen daher immer eine ausgeprägte
Schieferung.
78
Die duktile (zähplastische) Verformung von Mineralen ist von den entsprechenden p-T Bedingungen
abhängig und für jedes Mineral spezifisch. Quarz ist ab ca. 300o C duktil verformbar, der Feldspat behält
jedoch bis ca. 500o C sein sprödes Verhalten bei. So können duktile und bruchhafte Erscheinungsformen
innerhalb eines Gesteins nebeneinander auftreten. Eine intensive Verformung des Gesteins findet in duktilen
Scherzonen statt, entlang derer zwei Gesteinskörper bruchlos aneinander vorbeibewegt werden. Dadurch
wird das Gefüge stark verändert. Die Minerale kristallisieren unter Kornverkleinerung vollständig um und es
entsteht ein Mylonit. Er ist durch seine Feinkörnigkeit, enge Schieferung und eine Streckungslineation
gekennzeichnet.
Während duktile Verformung ab einer gewissen Temperatur (bei Quarz über 300 oC) auftritt, reagiert das
Gestein bei kalter Beanspruchung durch bruchhafte Verformung (Kataklase). Starke Kataklase führt zur
Bildung eines Kataklasits oder einer tektonischen Brekzie.
Durch kurzzeitige Bewegungen entlang von Störungszonen, die durch Erdbeben verursacht werden, kann es
lokal (in cm bis dm großen Bereichen) zu Aufschmelzungen des Gesteins und somit zur Bildung eines
Pseudotachylits kommen. Durch das kalte, umliegende Gestein wird die Schmelze rasch zu einem
schwärzlich-braunen Gesteinsglas abgekühlt, meist vermengt mit Bruchstücken aus dem ursprünglichen
Gestein.
Bei dem Studium metamorpher Gesteine sind also zwei verschiedene Gesichtspunkte relevant:
1. Was genau ist diesem Gestein zugestoßen?
Die Metamorphosebedingungen eines Gesteines können anhand der Mineralparagenese im
Handstück abgeschätzt werden. Die Abschätzung der Druck-Temperatur Bedingungen
ermöglicht dann Aussagen über den Verlauf der Versenkung des Gesteins. Die Gesteine liefern
also Hinweise auf die plattentektonische Position, unter denen sie entstanden sind und auf die
Prozesse, die bei deren Bildung eine Rolle gespielt haben. In manchen Fällen können auch
retrograd gewachsene Minerale beobachtet werden, die Hinweise auf die Aufstiegs- und
Exhumierungsgeschichte des Gesteins geben können (siehe dazu später).
2. Um was für ein Gestein handelte es sich dabei vorher?
Da bestimmte metamorphe Minerale nicht nur klar definierte Stabilitätbereiche besitzten,
sondern auch charakteristisch für verschiedene Ausgangsgesteine sind, ist es außerdem möglich
Rückschlüsse auf das nicht metamorphe Ausgangsmaterial des Metamorphits (Protolith) zu
ziehen.
79
IV.2 MINERALE METAMORPHER GESTEINE
Viele der schon bei den magmatischen und sedimentären Gesteinen besprochenen Minerale sind auch in den
metamorphen Gesteinen gesteinsbildend: Quarz, Feldspäte, Glimmer, Amphibole, Pyroxene, Kalzit,
Dolomit. Eine Reihe weiterer wichtiger Minerale bzw. Mineralgruppen sind dagegen für Metamorphite
charakteristisch. Die Bildung der entsprechenden Minerale ist vom Chemismus des Ausgangsgesteins und
von den jeweiligen Druck- und Temperaturverhältnissen abhängig.
Die Al2SiO5-Gruppe
Eigensch.
Andalusit
Sillimanit
Disthen
chem. Form.
Al2SiO5
weiß, rosa, schwärzlich
durch Einschlüsse
leistenförmig,
prismatisch
Al2SiO5
Al2SiO5
blau bis gräulich,
durchscheinend, weiß
Härte
7½
6 bis 7
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgesteine
gut
3,16 bis 3,20 g/cm3
Pelite
Regional- und
Kontaktmetamorphose
Cordierit, Granat
sehr gut
3,3 g/cm3
Pelite
Regional- und Kontaktmetamorphose
Granat, Cordierit
Farbe
Form
Metamorphose Typ
Vergesellschaftung
gehören
die
Zur
Al2SiO5-Gruppe
Minerale Andalusit, Sillimanit und
Disthen (Kyanit). Sie sind chemisch
gleich, unterscheiden sich also nur in der
Struktur und bilden Druck- und
Temperatur-abhängige Modifikationen.
Der Andalusit besitzt die geringste
Dichte und ist auf den Bereich mit
geringem Druck, aber mittleren bis hohen
Temperaturen beschränkt. Bei höherem
Druck bildet sich Disthen. Bei sehr hohen
Temperaturen und nicht zu hohem Druck
bildet sich Sillimanit (Abb. 4.4).
Abb. 4.4: p-T Diagramm mit Faziesfeldern und den
Stabilitätsfeldern der drei Al2SiO5-Polymorphe
Andalusit, Sillimanit und Disthen (Kyanit).
80
weiß
oft nadelige bis faserige
Aggregate (Fibrolit)
leistenfärmig, flach
4-4,5 und 6-7 in
unterschiedlichen
Richtungen
sehr gut
3,55 bis 3,66 g/cm3
Pelite
Regional- und HochdruckMetamorphose
Granat, Staurolith
Granat-Gruppe
Eigenschaften
Granat
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgesteine
Vorkommen
metamorphe Fazies
(Fe, Mn, Ca, Mg)3(Al, Fe3+)2[SiO4]3
meist rot, rotbraun
oft idiomorph als Rhombendodekaeder
6 ½ bis 7 ½
Keine
3,5 – 4,3 g/cm3
meist pelitische Gesteine, auch Basalte (Pyrop), Karbonatgesteine (Grossular)
Glimmerschiefer, Granulit, Eklogit, Blauschiefer, Skarne
in vielen Gesteinen ab der mittelgradigen Metamorphose (höherer
Grünschieferfazies), auch Kontakt- und Hochdruckmetamorphose
Almandin (Fe²+- reich)
Grossular (Ca-reich)
Pyrop (Mg-reich)
Farbe
Dichte
Ausgangsgesteine
rot, bis braunrot
4,32 g/cm3
Pelite
gelblich braun
3,59 g/cm3
Mergel
Vorkommen
Glimmerschiefer
Skarn
Metamorphose Typ Regionalmetamorphose
Vergesellschaftung
Disthen, Staurolith,
Sillimanit
Kontakt- und Regionalmetamorphose
rot bis hellrosa
3,58 g/cm3
Basalt
Eklogit, Blauschiefer,
Weißschiefer
Hochdruckmetamorphose
Disthen, Staurolith, Sillimanit Omphazit, Disthen
Granate gehören zur Gruppe der Inselsilikate, sind kubisch und sind zusammen mit der Härte und der
schlechten Spaltbarkeit meist an ihren charakteristischen isometrischen Kristallformen zu erkennen (Abb.
4.5). Die Farbe variiert je nach Zusammensetzung beträchtlich. So ist Ca-Al-reicher Granat (Grossular) hell
gelblich bis gelblich braun, während Fe-reicher Granat (Almandin) rot bis rotbraun ist. Die wichtigsten
Granat Endglieder lauten:
Mg3Al2(SiO4)3: Pyrop
Fe3Al2(SiO4)3: Almandin
Mn3Al2(SiO4)3: Spessartin
Ca3Cr2(SiO4)3: Uwarowit (selten!)
Ca3Al2(SiO4)3: Grossular
Ca3Fe2(SiO4)3: Andradit
Abb. 4.5: Charakteristische Kristallformen von Granat.
Chlorit
Eigenschaften
Chlorit
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgesteine
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
(Mg,Fe,Al)6 Si4O10 (OH)8
grün, dunkelgrün
plättchenförmig, ähnlich den Glimmern
2-2 ½
vollkommen (001)
2,6-3,3 g/cm3
vor allem Basalte und Tonsteinen
Grünschiefer, Glimmerschiefer
Grünschieferfazies, oft auch bei retrograder Metamorphose
Epidot, Aktinolith bzw. Muskovit, Chloritoid
81
Chlorit bildet ein Indexmineral für die Zeolith- und Grünschieferfazies. Es handelt sich um ein
glimmerähnliches, grünes Schichtsilikat, das meist feinkörnig vorliegt. Die grüne Gesteinsfarbe vieler
metamorpher und magmatischer Gesteine wird durch Chlorit hervorgerufen (z.B. Grünschiefer).
Chlorit wird vielfach auch bei der Retrogradierung von höhermetamorphen Paragenesen mit Mg-Fereichen Mineralen wie Pyroxen, Amphibol, Biotit oder Granat gebildet. Retrogradierung findet statt,
während ein Gestein eines hohen Metamorphosegrades beim Aufstieg aus der Tiefe abkühlt und damit in
einen niedereren Metamorphosegrad zurückgeführt wird. Die Umbildung verläuft allerdings meist
unvollständig ab, da bei der vorangegangenen prograden Metamorphose das Gestein bereits entwässert
wurde und dieses Wasser nun als Transportmedium für die ablaufenden Mineralreaktionen fehlt. Deshalb
sind in diesen Gesteinen oft reliktische, nur zum Teil retrograd umgewandelte Minerale zu erkennen (z.B.
Granat mit Rändern aus Chlorit). Ohne das Vorhandensein von Wasser und ohne tektonische
Durchbewegung findet keine Retrogradierung statt.
Serpentin-Gruppe
Eigenschaften
Serpentin (Chrysotil, Lizardit, Antigorit)
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Dichte
Ausgangsgesteine
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
Mg6 [Si4O10](OH)8
grün, schwarzgrüne dichte Massen
derb, schuppig, faserig, wachsartiger-speckiger Glanz
3–5
2,5 – 2,6 g/cm3
Peridotite
hydrothermale Umwandlung aus Olivin und Orthopyroxen,
niedriggradige Metamorphose
Olivin, Pyroxen, Magnesit, Magnetit
Eigenschaften
Talk
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgesteine
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
Mg3 Si4O10 (OH)2
weiß bis hellgrün,
blättrig, ähnlich den Glimmern, aber viel weicher (seifig)
1
vollkommen
2,7 g/cm3
unreine Kalksteine, Peridotite
Marmore, Serpentinite
Grünschieferfazies
Aktinolith, Chlorit, Kalzit, Dolomit
Talk
Epidot-Gruppe
Eigenschaften
Epidot (Klinozoisit-Pistazit)
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgesteine
metamorphe Fazies
Ca2 (Al,Fe) Al2Si3O12 (OH)
gelbgrün, pistaziengrün, selten farblos
stengelig oder derb
6-7
vollkommen (100)
3,35-3,45 g/cm3
v.a. Basalte
meist
Grünschieferfazies,
aber
Hochdruckmetamorphose
Aktinolith, Albit, Chlorit, Granat, Glaukophan
Vergesellschaftung
82
auch
Pistazit (mit Fe3+) und Klinozoisit (Mit Al statt Fe3+) bilden die Endglieder der Mischreihe der Epidotgruppe.
Eine besondere Variante ist der rosafarbene Piemontit durch den Einbau von Mn. Der Zoisit ist eine
orthorhombische Varietät des monoklinen Klinozoisits. Zoisit ist seltener und tritt auch in
Hochdruckmetamorphiten auf.
Amphibol-Gruppe
Eigenschaften
Tremolit
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgesteine
Vorkommen
Metamorphose Typ
Vergesellschaftung
Ca2 Mg5 [Si8O22] (OH)2
weiß bis grünlich
(lang)prismatisch, teils stengelig – faserig
5–6
vollkommen (110)
3,0 – 3,2 g/cm3
quarzführende Dolomite
Dolomitmarmore, Skarne
Kontakt- und Regionalmetamorphose
Diopsid, Talk, Calcit, Dolomit
Eigenschaften
Aktinolith
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgesteine
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
Ca2 (Mg,Fe)5 [Si8O22] (OH)2
grün, mit zunehmendem Fe-Gehalt dunkler
prismatisch, stengelig, radialstrahlige Aggregate
5–6
vollkommen (110)
3,1 – 3,3 g/cm3
v.a. Basalte
Grünschiefer
Grünschieferfazies
Epidot, Chlorit, Albit
Eigenschaften
Glaukophan
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Zwillingsbildung
Dichte
Ausgangsgesteine
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
Na2 (Mg, Fe)3 Al2 [Si8O22] (OH)2
bläulich bis violett
prismatisch, stengelig
6–6½
vollkommen
keine
3,1 - 3,4 g/cm3
v.a. Basalte
Glaukophanschiefer
Blauschieferfazies (Hochdruckmetamorphose)
Lawsonit, Granat, Epidot
83
Pyroxen-Gruppe
Eigenschaften
Diopsid
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgesteine
Vorkommen
Metamorphose Typ
Vergesellschaftung
CaMg [Si2O6]
grün
kurzsäulig
5–6
Spaltwinkel von 87o
3,2 g/cm3
unreine Kalksteine oder Dolomite
Skarn, Kalksilikatfels
Kontaktmetamorphose, höhere Regionalmetamorphose
Tremolit, Talc, Forsterit
Diopsid ist ein typisches Mineral der höheren Regionalmetamorphose von unreinen Kalksteinen bzw.
Dolomiten. „Unrein“ bedeutet in diesem Fall „Tonmineral-haltig“, da für die Kristallisation von Diopsid
nicht nur Ca und Mg (die durch die Zersetzung der Karbonate Kalzit und Dolomit frei werden) benötigt
werden, sondern eben auch Si. In solchen Kalksilikatgesteinen bzw. Marmoren entsteht Diopsid meist aus
der Entwässerung von Tremolit. Diopsid tritt außerdem in metamorphen Kalksteinen des inneren
Kontakthofes um Plutone bei der Kontaktmetamorphose auf. Erkennbar ist Diopsid durch prismatische
Kristallformen mit deutlich grüner Farbe.
Eigenschaften
Omphazit
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgestein
Vorkommen
Metamorphose Typ
Vergesellschaftung
(Na, Ca) (Al, Mg, Fe) [Si2O6]
kräftig grün - dunkelgrün
säulig, prismatisch
6½-7
Spaltwinkel 87o
3,3 – 3,5 g/cm3
v.a. Basalte
Eklogite
Eklogitfazies (Hochdruckmetamorphose)
Pyrop-reicher Granat, Glaukophan, Zoisit, Quartz
Omphazit ist Indexmineral der Eklogitfazies und kommt typischerweise mit Granat zusammen vor. Eine
Unterscheidung von Diopsid ist am sichersten aufgrund der Paragenese möglich – wenngleich das
Omphazitgrün in der Regel strahlender ist als das von Diopsid.
Abb. 4.6: Nomenklatur der Pyroxene (Morimoto, 1988). Links: Ca-Mg-Fe-Pyroxene im sogenannten
Pyroxenquadrilateral (Trapez). QUAD beszeichnet die Gesamtheit der Komponeneten Diopsid,
Hedenbergit, Enstatit und Ferrosilit. Rechts: Na-Pyroxene.
84
Chloritoid
Eigenschaften
Chloritoid
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
(Fe,Mg)2 Al4 [SiO4]2 (OH)4
dunkelgrün bis schwarz
meist in plattigen, teils radialstrahligen Aggregaten und
Knoten
6½
gut (001)
3,5 – 3,8 g/cm3
v.a. Tonsteine (Pelite)
Chloritoidschiefer
(höhere) Grünschieferfazies
Muskovit, Chlorit
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgesteine
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
Chloritoid ist ein olivgrünes bis schwarzes, relativ hartes Mineral, das Knoten (gelegentlich knotige Pakete
mit radialstrahliger Struktur) bildet. In vielen Fällen ist Chloritoid recht klein und unscheinbar. Er ist ein
typisches Mineral der niedrig-gradigen Metamorphose von Tonsteinen, kann aber auch in Metabasalten
vorkommen. Beim Übergang in die Amphibolitfazies wandelt sich Chloritoid in Staurolith um.
Staurolith
Eigenschaften
Staurolith
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Zwillingsbildung
(FeMg)2Al9[Si4O23](OH)
braunschwarz
säulig, oft charakteristische Einzelkristalle
7–7½
schlecht
Durchkreuzungszwilling (Staurolithkreuz; griechisch
stavros = Kreuz), Verwachsungen mit Disthen
3,65 – 3,75 g/cm3
Tonsteine (Pelite)
in Gneisen und Glimmerschiefern
Amphibolitfazies
Granat; Disthen
Dichte
Ausgangsgestein
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
Staurolit kommt ausschließlich unter amphibolitfaziellen
Bedingungen in Al-reichen Ausgangsmaterialien vor (Tonsteine).
Die große Härte, die meist idiomorphe langgestreckte Form)
Ausprägung und die rotbraune Farbe machen das Mineral fast
unverwechselbar. In manchen Fällen treten charakteristische
Durchkreuzungszwillinge auf (Abb. 4.7).
Abb. 4.7: Staurolit-Durchkreuzungszwilling.
85
Cordierit
Eigenschaften
Cordierit
chemische Formel
Farbe
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgestein
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
(Mg, Fe)2 Al4 [Si5O18]
graubläulich bis violett, durchscheinend, ähnelt
dem Quarz
kurzsäulig, oft körnig und in Nestern und Knoten
auftretend
7–7½
schlecht, muscheliger Bruch wie Quarz
3,3 g/cm3
Mg- reiche pelitische Gesteine
Gneis und Schiefer
v.a. höhere Kontaktmetamorphose
Granat, Sillimanit
Eigenschaften
Vesuvian
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Ca10 (Mg,Fe)2 Al4 [SiO4]5 [Si2O7](OH)4
grün bis braun, durchscheinend bis transparent
kurzprismatisch, xenomorph körnig, manchmal
Aggregate vieler Kristalle
6½
schlecht (010)
3,35 – 3,45 g/cm3
(unreiner) Kalkstein
Skarn
Kontaktmetamorphose
Granat (Grossular), Wollastonit, Diopsid
Form, Habitus
Vesuvian
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgestein
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
86
Übersicht ausgewählter Minerale der Metamorphose
Mineral
Habitus
Farbe
Epidot
grüngelb
Talk
stengelig, derb,
körnig
blättrig
Chlorit
blättrig
Chloritoid
radialstrahlig
Tremolit
stengelig,
radialstrahlig
stengelig,
radialstrahlig
blättrig,
dunkelgrün
schuppig, faserig
körnig
rot
Kontaktmetamorphose
Hochdruckmetamorphose
Regionalmetamorphose
Aktinolith
Serpentin
Granat
(Almandin)
Staurolith
weiß hellgrün
dunkelgrün
schwarz,
grünschwarz
weiß hellgrün
grün
Härte
Spaltbarkeit Erkennungsmerkmale
6–7
vollkommen
Farbe, Habitus
1
vollkommen
Farbe, Härte
2–2½
vollkommen
gut
Farbe, Habitus, allgemeine
Grünfärbung des Gesteins
harte Knoten in Metapeliten
5–6
vollkommen
faseriger Habitus, Farbe
5–6
vollkommen
faseriger Habitus, Farbe
3–5
vollkommen
Farbe, Habitus
keine
Farbe, häufig idiomorph
schlecht
vollkommen
6,5
kurzsäulig
schwarzbraun
6½–7
½
7–7½
Disthen
langsäulig
blaßblau
4½–6
Andalusit
säulig
7½
gut
Sillimanit
faserig
schwarz,
rötlich
weiß
6–7
vollkommen
säuliger Habitus, oft
sechsseitiger Umriß
Farbe, Spaltbarkeit,
Härteanisotropie
durch Einschlüsse häufig
schwarz, quadr. Querschnitt
faseriger Habitus, Farbe
Graphit
feinschuppig
schwarz, grau
1
vollkommen
schwarzer Strich
Cordierit
körnig
blaßviolett
7
keine
Diopsid
kurzprismatisch
(hell)grün
5–6
gut
Farbe, Härte, muscheliger
Bruch, bildet Knoten
achtseitiger Umriss, Farbe
Graphit
feinschuppig
schwarz, grau
1
vollkommen
schwarzer Strich
Lawsonit
kurzsäulig
farblos
8
gut
rautenförmiger Querschnitt
Granat (Pyrop)
körnig
rot
keine
Farbe, häufig idiomorph
Glaukophan
langsäulig
blaßbläulich
sehr gut
Omphazit
kurzsäulig
grün
sechsseitiger Umriß (typisch
für Amphibole)
Farbe
Disthen
langsäulig
blaßblau
Andalusit
säulig
Cordierit
körnig
schwarz,
rötlich
blaßbläulich
Wollastonit
faserig, büschelig weiß
Vesuvian
körnig,
kurzprismatisch
kurzprismatisch
körnig
rot, weiß
Diopsid
Granat
(Grossular)
6½–7
½
6
6
4½–6
7½
gut
vollkommen
Farbe, Spaltbarkeit,
Härteanisotropie
gut
4½–5
sehr gut
durch Einschlüsse häufig
schwarz, quadr. Querschnitt
Farbe, Härte, muscheliger
Bruch, bildet Knoten
Farbe, Habitus
grünbraun,
6½
schlecht
Farbe, Habitus
grün
5–6
gut
achtseitiger Umriss, Farbe
keine
Farbe, häufig idiomorph
7
6½–7
½
keine
87
Abb. 4.8: Übersicht der ungefähren Stabilitätsbreiche wichtiger metamorpher Minerale (unabhängig vom
Ausgangsmaterial)
88
IV.3 NOMENKLATUR METAMORPHER GESTEINE
Die Nomenklatur von metamorphen Gesteinen ist zwar nicht so streng systematisch, einige generelle
Vorgehensweisen bei der Benennung von Metamorphiten finden jedoch breite Anwendung:
Das Präfix "Meta-" das dem Namen des ehemals magmatischen oder sedimentären Ausgangsgesteins
vorangesetzt wird, kann eingesetzt werden, wenn das Ausgangsmaterial bekannt ist, oder dessen Strukturen
noch gut erkennbar sind (z.B. Metagrauwacke, Metapelit oder Metagranit).
Viele Gesteinsbezeichnungen implizieren schon im Namen die mineralogische Zusammensetzung. Aus
dem Kalkstein wird ein Marmor, aus Mergel ein Kalksilikatgestein, aus dem Basalt ein Grünschiefer oder
Amphibolit.
Für Gesteine mit monomineralischer Zusammensetzung
namensgebend, z.B. Quarzit oder Serpentinit.
wird
das
gesteinsbildende
Mineral
Die Beschreibung eines Metamorphits erfolgt auch oft über das Gefüge. Der Name zeigt an, ob eine
Vorzugsrichtung der Minerale im Gestein entwickelt ist und wie sie ausgebildet ist. Die Schieferung ist eine
bevorzugte Mineralorientierung, die durch die Einregelung von länglichen oder planaren (plattigen)
Mineralen, insbesondere der Glimmer entsteht. Sie ist in vielen metamorphen Gesteinen das prägende
Gefügemerkmal und wurde daher in viele Namen aufgenommen: z.B. Tonschiefer, Glimmerschiefer,
Chloritschiefer.
Um eine detailliertere Beschreibung eines Gesteins zu ermöglichen, können die wichtigsten erkennbaren
metamorphen Minerale in der Reihenfolge ihrer Häufigkeit vor dem eigentlichen Gesteinsnamen genannt
werden,
z.B.
Granat-Glimmerschiefer,
Sillimanit-Muskovit-Schiefer,
Staurolith-Disthen-GranatGlimmerschiefer (Granat > Disthen > Staurolith), Zweiglimmerschiefer.
Gneise sind geschieferte Gesteine, die einen erheblichen Feldspatanteil (ca. > 25%) aufweisen. Die
Schieferung wird durch die Feldspatknoten uneben. Orthogneis bezeichnet ein metamorphes Gestein
magmatischer Herkunft (z.B. aus einem Granit entstanden). Paragneise sind aus Sedimenten entstandene
metamorphe Gesteine (Meta-Arkose, hochmetamorpher Metapelit). Ein Augengneis enthält linsige
(„augige“) Kalifeldspat-Großkristalle und entsteht in den meisten Fällen aus einem porphyrischen Granit.
89
IV.4 GESTEINE DER REGIONALMETAMORPHOSE
Während der Gebirgsbildung (Orogenese) kommt es zur Versenkung und Durchbewegung von Gesteinen,
was zur Umwandlung unter den Bedingungen der Regionalmetamorphose führt. Dabei werden sehr
unterschiedliche Gesteinstypen (Lithologien) von metamorphen Prozessen erfasst und es entstehen bei
gleichen metamorphen Bedingungen dadurch entsprechend verschiedene metamorphe Gesteine, da die
Paragenese (Mineralbestand) eines Metamorphites nicht nur von p-T Bedingungen, sondern auch von der
Zusammensetzung des Ausgangsmaterials abhängig ist. Die räumliche Verteilung der metamorphen
Fazies im Bereich konvergenter Plattengrenzen ist in Abb. 4.9 dargestellt.
Abb. 4.9: Metamorphe Fazies im Bereich konvergenter Plattengrenzen (nach Spear, 1993).
Als wichtige Ausgangsmaterialen kommen dabei also vor allem die Gesteine der kontinentalen Kruste,
untergeordnet auch ozeanische Sedimente und Teile der ozeanischen Kruste in Frage: Ton- und Siltsteine,
Sandsteine, Arkosen, Grauwacken, Kalksteine und Dolomite, saure Magmatite und basische Magmatite
(Basalte, Gabbros), seltener auch Peridotite. Diese weisen sehr unterschiedliche Ausgangschemismen auf:
Tonsteine (Pelite)
sehr K2O- und Al2O3-reich, aber auch SiO2, MgO und FeO sind von
Bedeutung
Sandsteine und Arkosen
sehr SiO2-reich, andere Elemente sind meist nur von untergeordneter
Bedeutung
Kalksteine und Dolomite
CaO- und teilweise MgO-reich, dafür in der Regel sehr arm an SiO2
Basische Magmatite
CaO- und MgO-reich, bei mittleren SiO2-Gehalte wichtig sind auch Na2O
und Al2O3, K2O spielt keine größere Rolle,
Peridotite
sehr MgO-reich, relativ SiO2-arm
Saure Magmatite
SiO2- und FeO-reich, aber auch Na2O und K2O sind von größerer
Bedeutung
90
Während also Sandsteine und Kalksteine eine recht einfache Chemie besitzen ist die der Pelite und basischen
Magmatite weitaus komplexer. Dies führt logischerweise auch dazu, dass die mineralogischen Änderungen
in Tonsteinen und Basalten im Verlauf der Metamorphose weitaus vielfältiger und komplizierter (und
bunter!) sind als die in Sandsteinen oder Kalksteinen. Tabelle 4.1 gibt eine Übersicht über die wichtigsten
Gesteine der Regionalmetamorphose abhängig vom Ausgangmaterial und Metamorphosegrad.
Tabelle 4.1: Übersicht über die wichtigsten Gesteine der Regionalmetamorphose
Ausgangsgestein
Ausgangsmineralogie
ZeolithGrünschiefermittlere
Grünschieferfazies bis
Amphibolitfazies
Amphibolitfazies
(ca.200-350 °C)
(ca. 550-650 °C)
(ca. 350-550 °C)
Obere Amphibolitbis Granulitfazies
(ab ca. 650 °C)
Tonstein, Siltstein
Tonschiefer
Phyllit /
Chloritoidschiefer
Glimmerschiefer
Paragneis,
Anatexit, Granulit
Quarz, Tonminerale
Quarz, Sericit
Quarz, Sericit,
Albit
± Chloritoid
Quarz, Glimmer, ±
Granat, Disthen,
Staurolith
Quarz, Feldspat,
Biotit, Granat,
Pyroxen, Sillimanit, ±
Cordierit
(Metasandstein)
Quarzit
Quarzit
Quarzit
Quarzit
Quarz
Quarz
Quarz
Quarz
Arkose / Grauwacke
Metaarkose /
Metagrauwacke
Paragneis
Paragneis
Paragneis,
Anatexit, Granulit
Quarz, Feldspat,
Tonminerale
Quarz, Feldspat,
Sericit
Quarz, Feldspat,
Glimmer
Quarz, Feldspat,
Glimmer
Quarz, Feldspat,
Biotit
Kalkstein, Dolomit
Kalkmarmor,
Dolomit
Kalkmarmor,
Dolomitmarmor
Kalkmarmor,
Dolomitmarmor
Kalkmarmor,
Dolomitmarmor
Kalzit, Dolomit
Kalzit, Dolomit
Kalzit, Dolomit
Kalzit, Dolomit
Kalzit, Dolomit
Sandstein
Quarz
unreine Kalksteine
unreiner Marmor
Kalkphyllit
Kalkglimmerschiefer
Kalksilikatschiefer
Kalzit, Quarz,
Tonminerale
Kalzit, Quarz,
Sericit, Talk
Kalzit, Quarz,
Sericit, Talk
Kalzit, Quarz,
Muskovit, Tremolit
Kalzit, Tremolit,
Diopsid, Grossular
Granit / Rhyolith
Metagranit /
Porphyroid
Metagranit /
Orthogneis
Orthogneis
Orthogneis,
Anatexit, Granulit
Alkalifeldspat,
Plagioklas, Biotit
Quarz, Feldspat,
Biotit / Chlorit
Quarz, Feldspat,
Chlorit, Sericit
Quarz, Feldspat,
Muskovit, Biotit
Quarz, Feldspat,
Biotit / Pyroxen
Basalt / Gabbro
Metabasalt /
Metagabbro
Grünschiefer
Amphibolit
Amphibolit,
Granulit
Albit / Plagioklas,
(Pyroxen), Chlorit,
Zeolithe
Albit /Ab-reicher
Plagioklas, Chlorit,
Epidot, Aktinolith,
Amphibol, Plagioklas,
± Biotit
Amphibol, Pyroxen,
Plagioklas, ± Granat
Plagioklas, Pyroxen
91
Ausgangsgesteine: Basische Magmatite (Basalt, Gabbro)
Grünschiefer: Schiefrige, grüne, feinkörnige (bei Gabbros oft grobkörnige) basische Magmatite, die in der
Grünschieferfazies umgewandelt wurden. Der Mineralbestand umfasst Albit, Chlorit (Färbung), Epidot,
Aktinolith.
Amphibolit: In der Amphibolitfazies entstehen aus Grünschiefern Amphibolite. Ein meist mittelkörniges,
dunkles Gestein, das hauptsächlich aus eingeregelten Hornblenden und Plagioklas besteht. Hinzu kann
untergeordnet Biotit, Granat und Pyroxen (in der Granulitfazies) kommen.
Granulit: bei hochgradiger Metamorphose kaum oder kein Wasser zur verfügbar ist, kommt es nicht zur
Aufschmelzung, sondern zur Bildung von Granuliten, in denen wasserhaltige Minerale wie Biotit und
Amphibol in wasserfreie (Pyroxene, Granat) umgewandelt werden. Die typische Paragenese eines basischen
Granuliten ist Plagioklas + Granat + Klinopyroxen.
Abb. 4.10: Stabilitätfelder wichtiger Minerale in metamorphen Basalten (nach Markl, 2008)
Ausgangsgesteine: Tonsteine
Tonschiefer: Tonschiefer unterscheiden sich vom nichtmetamorphen Ausgangsgestein Tonstein durch einen
Seidenglanz auf den Schieferungsflächen, der von neugebildetem Sericit auf diesen Flächen herrührt.
Mineralbestand: Quarz, Sericit.
Phyllit: Ein dünnschiefrig-blättriges Gestein, bei dem der Serizit in der Schieferungsebene als
zusammenhängender Überzug erscheint. Hauptsächlicher Mineralbestand: Sericit, Quarz, auch Albit und
Chlorit. Mit zunehmender Metamorphose wächst der feinblättrige Sericit zu Muskovit heran.
Chloritoid-Schiefer: Glänzender Schiefer mit 1-2 mm großen Knoten aus Chloritoid.
92
Glimmerschiefer: Mittel- bis grobkörniges, gut geschiefertes Gestein mit reichlich Muskovit oder/und
Biotit, Quarz (i.a. vorherrschend). Daneben kann Plagioklas, Granat, Staurolith, Disthen/Andalusit/Sillimanit
(je nach genauem p-T Verlauf) auftreten. Diese Minerale sind häufig als Porphyroblasten (metamorphe
Kristalle mit Größenwachstum – griech. porphyros: groß, blastein: wachsen) entwickelt.
Paragneis: Fein- bis mittelkörniges Gestein mit grober Schieferung. Die hellen Bereiche bestehen aus Quarz
und Feldspat, dunkle Bereiche aus Biotit. Paragneise sind gewöhnlich dunkler (Biotit-reicher) als
Orthogneise (siehe weiter unten).
Anatexit (Migmatit): Bei fortschreitender Aufheizung von Gneisen
beginnt ab 650 °C die Anatexis, d.h.
die teilweise Aufschmelzung. Zuerst
schmelzen die hellen Bestandteile des
Gesteins (Quarz, Feldspäte, Muskovit)
auf und bilden das Leukosom (leukos
= weiß). Der dunkle, biotitreiche Rest
bildet das Melanosom (melanos =
schwarz). Dazwischen gibt es auch
Bereiche, die noch nicht von der
Schmelzbildung erfaßt worden sind
(Paläosom = Altbestand). Leukosom
und Melanosom werden hingegen als
Neosom (= Neubestand) bezeichnet.
Durch die Schmelzbildung geht die
Schieferung verloren (Abb. 4.11).
Abb. 4.11: Stark verfalteter Migmatit mit typischer Schmelztrennung.
Granulit: Falls bei hochgradiger Metamorphose kaum oder kein Wasser zur verfügbar ist, kommt es nicht
zur Aufschmelzung, sondern zur Bildung von Granuliten, in denen wasserhaltige Minerale wie Biotit und
Amphibol in wasserfreie (Pyroxene, Granat) umgewandelt werden. Die typische Paragenese eines
metapelitischen Granuliten ist Granat + Kalifeldspat + Quarz ± Cordierit ± Silimanit, selten kommt es auch
zur Bildug von Pyroxenhaltigen Granuliten.
Ein wichtiger Effekt von prograder Metamorphose zeigt sich ganz besonders deutlich bei den Peliten: Mit
zunehmendem Metamorphosegrad werden die Gesteine im allgemeinen „immer trockener“. Das liegt in
einer Abfolge verschiedener Entwässerungsreaktionen begründet, die in erster Linie Temperatur-abhängig
sind.
So enthalten schwach metamorphe Tonsteine als Haupt-Wasserträger Tonminerale, die in der Regel 15 - 20
Gew. % Wasser oder mehr enthalten. Diese Entwässern erst zu Chlorit (ca. 10 Gew.%), später zu Muskovit /
Biotit (ca. 5 Gew. %). Wasserhaltige Minerale bei mittleren Metamorphosegraden sind dann Staurolith oder
Amphibole (ca. 1 – 2 Gew. %). Unter Granulitfaziellen Bedingungen liegen die Gesteine dann praktisch
Wasser-frei („trocken“) vor. Das heisst, dass während prograder Metamorphose größere Mengen an Wasser
(Fluid) freigesetzt werden.
Bei der retrograden Metamorphose laufen diese Reaktione quasi umgekehrt ab: Wasser-freie Minerale
(z.B. Pyroxen oder Granat) werden in Amphibol (ca. 2 Gew. % Wasser) und / oder Glimmer (ca. 4 Gew. %
Wasser), später dann in Chlorit (ca. 10 Gew. % Wasser) umgewandelt. Damit diese Reaktionen ablaufen ist
also Wasser notwendig – falls nicht genügend Fluid bei der Abkühlung und Ekhumierung der Gesteine zur
Verfügung steht (was glücklicherweise oft der Fall ist!) findet eine Retrogradierung nicht oder nur teilweise
statt und die maximalen Metamorphosebedingungen bleiben erhalten.
93
Abb. 4.12: Stabilitätfelder wichtiger Minerale in metamorphen Tonsteinen (nach Markl, 2008)
Abb. 4.13: Typische Mineralparagenesen von Tonsteinen (links) und Basalten (rechts) bei der
Regionalmetamorphose (nach Press & Siever, 1995)
Ausgangsgesteine: Sandsteine
Metamorphe Sandsteine werden Quarzite genannt. Das Gestein ist massig, sehr hart und zäh. Falls
Verunreinigungen durch Ton im Ausgangsgestein vorlagen, entstehen Serizit bzw. Muskovit. Da Quarz auf
Deformation ab 300 °C plastisch (duktil) reagiert, sind Quarzite häufig geschiefert. Sericit- bzw.
Muskovitlagen verdeutlichen die Schieferung. Ehemals klastische Glimmer heben sich bei schwachmetamorphen Quarziten von neugebildetem Serizit deutlich ab. Ein zunehmender Metamorphose-grad
schlägt sich in reinen Quarziten durch Kornvergrößerung nieder. Dies ist aber von dem Ausmaß der
gleichzeitigen tektonischen Durchbewegung abhängig, da die “dynamische Rekristallisation” zu einer
vorübergehenden Kornverkleinerung führt.
94
Ausgangsgesteine: Kalksteine
Marmore (Kalkmarmor, Dolomitmarmor) sind metamorphe Karbonatgesteine und bestehen daher fast
ausschließlich aus Kalzit oder Dolomit (Salzsäureprobe). Sie entstehen sowohl bei der Regional- als auch bei
der Kontaktmetamorphose. Eine Schieferung ist im Handstück nicht immer erkennbar. Als
Nebengemengteile können Graphit, Muskovit oder Phlogopit (ein Mg-reicher, heller Biotit) auftreten.
Während das Korngrößenwachstum bei Kalzit bereits bei ca. 200 ºC beginnt, ist dies bei Dolomit erst bei ca.
500 ºC der Fall. Kalkmarmore sind daher meist grobkörniger als Dolomitmarmore.
Ausgangsgesteine: Unreine Kalksteine
Kalkphyllit: Dieses Gestein entsteht aus unreinem Kalkstein bzw. Mergel bei sehr niedriggradiger
Metamorphose. Er führt im Unterschied zum Phyllit reichlich Kalzit, was sich durch die Salzsäureprobe
nachweisen läßt.
Kalkglimmerschiefer: Entsteht aus Kalkphyllit in der niederen Amphibolitfazies und besteht aus Muskovit,
Kalzit, Quarz und ev. Granat und Biotit.
Kalksilikatgesteine: Bei mittel- bis hochgradiger Metamorphose bilden sich aus Kalzit und Quarz
Kalksilikatminerale wie Tremolit, Diopsid, Ca-Granat (Grossular), die auch für kontaktmetamorphe Skarne
typisch sind. Im Gegensatz zu diesen weisen regionalmetamorphe Kalksilikatgesteine häufig eine
Schieferung auf.
Ausgangsgesteine: Saure Magmatite (Granit, Rhyolith)
Porphyroid ist ein schwachmetamorpher Rhyolith, der noch die vulkanischen Strukturen (Einsprenglinge in
Grundmasse) erkennen lässt.
Orthogneis entsteht bei der Metamorphose aus Granitoiden, Syeniten etc. und ist dann als solcher besonders
gut zu erkennen, wenn linsige Feldspatkristalle ('Augen', Augengneis) vorhanden sind, die aus porphyrischen
Alkalifeldspat-Kristallen im Ausgangsgestein hervorgingen.
Anatexit (Migmatit): siehe weiter oben bei Tonsteinen
Ausgangsgesteine: Peridotite
Serpentinit: Serpentinit ist ein metamorpher Peridotit. Bei der Metamorphose wird Olivin und ein Teil des
Pyroxens (Orthopyroxen) in Serpentin umgewandelt und das ursprünglich körnige Gefüge geht verloren. Das
Gestein ist meist dunkelgrün bis schwarz, in dünnen Plättchen auch hellgrün und wirkt speckig. Oft sind
noch magmatische Klinopyroxene erhalten.
95
IV.5 GESTEINE DER HOCHDRUCKMETAMORPHOSE
Hochdruckmetamorphite entstehen in Subduktionszonen (Abb. 4.9 & 4.14), wo ein hohes
Druck/Temperatur-Verhältnis herrscht, da die kühle ozeanische Platte rasch in große Tiefen versenkt wird,
die Aufheizung aber mehrere Millionen Jahre in Anspruch nimmt (Gesteine sind schlechte Wärmeleiter).
Abb. 4.14: Isothermenverlauf (Linien gleicher Temperatur) im Bereich einer Subduktionszone (aus
Markl, 2008)
Charakteristisch für die Hochdruckmetamorphose sind umgebildete Basalte und Gabbros
(Hauptbestandteile der subduzierten ozeanischen Kruste), aber auch Marmore und metamorphe Pelite
(Sedimentauflage der ozeanischen Kruste) kommen in Hochdruckmetamorphen Regionen vor.
Wichtiges mineralogisches Kennzeichen von Hochdruckgesteinen (= Gesteine der Blauschiefer- und
Eklogitfazies) ist die Abwesenheit von Plagioklas (Abb. 4.10). Dieser zerfällt bei Druckerhöhung je nach
dabei herrschender Temperatur und bildet dann entweder Glaukophan (beim Übergang in die
Blauschieferfazies) oder Omphazit (beim Übergang in die Eklogitfazies).
Ausganggesteine: Basische Magmatie (Basalte, Gabbros)
Glaukophanschiefer (Blauschiefer): Ein meist geschiefertes Gestein, das reichlich Glaukophan, oft auch
deutliche Mengen an Granat enthält. Als weitere Gemengteile treten Hochdruck-Hellglimmer (Phengit),
Epidot, Chlorit auf. Wegen der blauvioletten Farbe des Glaukophans wird das Gestein auch als Blauschiefer
bezeichnet.
Bei der grünschieferfaziellen Retrogradierung von Glaukophanschiefern (falls genügen Fluid und Zeit da ist)
können sogenannte Prasinite entstehen. Für diese Gesteine sind sogenannte Albitblasten, die durch
Neusprossung während grünschieferfaziellen Bedingungen entstanden sind charakteristisch. Außerdem
können Chlorit-Säume um Granat aber auch Aktionolith und Relikte von Glaukophan auftreten.
96
Eklogit: Ein meist eher massiges Gestein, das hauptsächlich aus Omphacit und Pyrop-reichem Granat
besteht. Diese Minerale verleihen die typische grün-rot gesprenkelte Farbe des Gesteins. Hinzukommen
können unter anderem Quarz, Disthen und Zoisit. Der Übergang von Blauschiefer- zu Eklogitfazies ist durch
die Entwässerung des Glaukophans (Amphibol) zu Omphazit (Pyroxen) gekennzeichnet.
Ausganggesteine: Tonsteine
Hochdruckmetamorphe Metapelite sind durch die Vergesellschaftung von Talk mit Disthen und Phengit
(Hochdruckglimmer), z.T. mit Granat, charakterisiert.
Weißschiefer: Quarz-reicher Hochdruckmetamorphit mit einer Hochdruckmodifikation des Hellglimmers
(Phengit), oft Disthen- und Granat-führend, teilweise auch mit Talk. Diese Granate können Coesit
(Hochdruckmodifikation von Quarz) als Einschluß enthalten (mit bloßem Auge nicht sichtbar), was einer
Versenkung in über 80 km Tiefe entspricht. Ein bekanntes Vorkommen dieser seltenen Gesteine befindet
sich im Dora Maira-Gebiet der Westalpen.
Ausganggesteine: Kalksteine
Marmor: siehe weiter oben.
97
IV.6 GESTEINE DER KONTAKTMETAMORPHOSE
Die Kontaktmetamorphose erfolgt in relativ flachen Krustenbereichen (wenigen Kilometern Tiefe). Durch
das Aufdringen von heißem Magma in die obere Kruste wird das kühlere Nebengestein aufgeheizt und
metamorphisiert, es kommt zur Ausbildung einer sogenannten Kontaktaureole (Abb. 4.15). Dabei findet
meist eine statische Umkristallisation der Minerale statt, ohne den Einfluss gerichteten tektonischen
Drucks.
Bei starken chemischen Kontrasten zwischen Magma und Nebengestein kann es zu erheblichen
Austauschprozessen und Veränderung der chemischen Zusammensetzung des Nebengesteins kommen
(Kontaktmetasomatose).
Abb. 4.15: Schema einer Kontaktaureole. Wie so oft spielen Fluide eine entscheidende Rolle bei der
Art und Intensität der Überprägung der betroffenen Nebengesteine. Zu beachten ist hier auch, dass
nicht nur Fluide eine Rolle spielen, die vom Pluton selbst abgegeben werden, sondern auch externe
Fluide die aus dem Nebengestein selbst kommen. Durch Fluidkonvektion können sich diese dann
mischen (aus Markl, 2008).
Die Intensität der Kontaktmetamorphose ist u.a. von der Temperaturdifferenz zum Nebengestein und der
Größe der Intrusion abhängig: Abschätzungen für die Dauer der thermischen Überprägung in oberen
Krustenstockwerken ergeben mehrere tausend bis wenige Millionen Jahre.
Die Ausdehnung des Kontakthofs ist abhängig von der Form, der Größe und der Art des intrudierten
Magmenkörpers sowie von der Tiefenlage und dem Anteil an wässrigen Lösungen. Große granitische
Intrusionskörper bilden Kontaktzonen von mehreren hundert Metern aus. Ganggesteine kühlen aufgrund der
geringen Mächtigkeit sehr rasch ab und bilden nur wenige Zentimeter breite Kontaktsäume. Die
Kontaktwirkung von Granitplutonen ist stärker ausgeprägt als die von Gabbroplutonen, obwohl diese heißer
sind, da das im granitischen Magma enthaltene Wasser Mineralreaktionen begünstigt.
Das Fehlen eines gerichteten Drucks führt zu ungeregeltem Mineralwachstum ohne die Ausbildung einer
Schieferung. Ursprünglich geschieferte Gesteine (z.B. Tonschiefer) können durch das Mineralwachstum bei
der Kontaktmetamorphose entregelt werden. Man unterscheidet zwischen dem kühlertemperierten äußeren
Kontakthof und dem heißeren inneren Kontakthof. Während im Äußeren Kontakthof einzelne Minerale
sprossen und das Ausgangsgestein gut erkennbar bleibt, erfolgt im Inneren Kontakthof eine durchgreifende
Umkristallisation und Umwandlung, man spricht in diesem Zusammenhang auch von einer metamorphen
98
Zonierung der Kontaktaureole. Direkt am Kontakt kann es zur Verzahnung und randlichen Verschmelzung
von Quarz (Frittung) kommen. Die gefritteten Gesteine sind hart und splittrig im Anschlag (Hornfels).
Abb. 4.16: Schema der metamorphe Zonierung einer Kontaktaureole.
Der Mineralbestand und die Textur von kontaktmetamorphen Gesteinen ist also von mehreren Faktoren
abhängig. Die wichtigsten sind:
•
•
•
•
•
Größe und Art der Intrusion (Hitzequelle)
Art des Ausgangsgesteins
Entfernung zur Intrusion
Anwesenheit von Fluiden
Intensität von chemischen Austauschprozessen
99
Tabelle 4.2: Die wichtigsten sedimentären Ausgangsgesteine und deren kontaktmetamorphen Äquivalente
Tonstein
Kalkstein
Sandstein
→
→
→
Äußerer Kontakthof
Knotenschiefer
(Kalksilikat-) Marmor
Quarzit
→
→
→
Innerer Kontakthof
Hornfels
Skarn (Kalksilikatfels)
Quarzit
Hornfels entsteht im inneren Kontakthof. Der Name 'Fels' als petrographischer Ausdruck meint ein
massiges, d.h. nichtgeschiefertes metamorphes Gestein (Hornfels, Kalksilikatfels). Als Minerale treten auf:
Sillimanit, Cordierit, Biotit, Quarz, Feldspäte, Granat. Der Mineralbestand von Hornfelsen ist wegen der
kurzen Kristallisationsdauer oft sehr feinkörnig, so dass die Minerale mit freiem Auge schwer oder nicht zu
bestimmen sind. Die Feinkörnigkeit verleiht dem Gestein ein hornartiges Aussehen, daher der Name. Im
Gelände, wo die zunehmende Metamorphose in einem Kontakthof und dann schließlich der Kontakt zum
Intrusivkörper im Aufschluss beobachtet werden kann, stellt sich das Problem der richtigen Ansprache nicht.
Kalksilikatfels = Skarn (schwedischer Bergmannsausdruck) sind Kalksilikat-Gesteine, die sich aus kalkigen
Sedimenten im inneren Kontakthof bilden. Typische Minerale sind Wollasonit, Diopsid, Tremolit,
Grossular und Vesuvian. Falls Eisen in größerer Menge Zutritt hat, entstehen eisenreiche Pyroxene wie
Hedenbergit (dunkelgrün) und Ilvait (schwarz), wie dies zum Beispiel auf Elba der Fall ist.
Skarnvorkommen können wichtige Lagerstätten enthalten.
Knoten- oder Fruchtschiefer entstehen im äußeren Kontakthof durch Sprossung einzelner Minerale in
Tonschiefer oder Phyllit. Häufige Mineralneubildungen sind Chlorit, Chloritoid und Biotit, im höher
temperierten Bereich Biotit, Andalusit und Cordierit. Makroskopisch sind sie in Form meist dunkler Knoten
oder Flecken erkennbar.
Kursfragen "Metamorphite"
Was ist Metamorphose?
Beschreiben Sie die Fazieszonen der Metamorphose.
Erläutern Sie die Metamorphosepfade bei steigender Temperatur anhand jeweils eines ausgewählten
Gesteins.
Was sind Indexminerale? Nennen Sie fünf und erläutern deren Entstehungsbedingungen.
Welchem Ausgangsgestein entstammt ein Staurolith-Disthen-Schiefer? Unter welchen metamorphen
Bedingungen entstand er?
Was entsteht aus einem Pelit bei der Regionalmetamorphose und Kontaktmetamorphose?
Was ist ein Kalksilikatfels, Grünschiefer, Eklogit, Orthogneis und aus welchen Mineralen bestehen sie?
Bei welchen Arten der Metamorphose entstehen Amphibolit, Quarzit, Skarn? Welches waren die
Ausgangsgesteine?
100
Auswahl gesteinsbildender Minerale und ihr Vorkommen
xx = sehr häufig
x = regelmäßig
Magmatite
(x) = selten
Sedimentite
Matamorphite
Silikate
Quarz
Orthopyroxen
Klinopyroxen
Olivin
Amphibol
Biotit
Muskowit
Alkalifeldspat
Plagioklas
Nephelin
Leucit
Chlorit
Granat
Disthen
Andalusit
Sillimanit
Epidot
Cordierit
Chloritoid
Lawsonit
Staurolith
Serpentin
Talk
Zeolithe
Wollastonit
Vesuvian
Tonminerale (Kaolinit, Illit etc.)
Glaukonit
xx
x
xx
xx
x
xx
(x)
xx
xx
(x)
(x)
xx
xx
(x)
x
(x)
xx
xx
xx
x
xx
x
x
(x)
(x)
xx
xx
x
x
x
xx
x
x
(x)
x
x
x
(x)
(x)
(x)
(x)
(x)
(x)
xx
(x)
Halogenide
Steinsalz
Kalisalz (Sylvin)
Fluorit
x
x
(x)
Karbonate
Kalzit
Dolomit
Magnesit
Siderit
(x)
xx
xx
(x)
(x)
(x)
xx
x
(x)
(x)
Sulfate
Gips
Anhydrit
Baryt
Oxide und Sulfide
Magnetit
Hämatit
x
x
(x)
x
(x)
(x)
(x)
(x)
(x)
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WEITERFÜHRENDE LITERATUR
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